Conceptos Básicos Para El Riego de Los Cultivos

CONCEPTOS BASICOS PARA EL RIEGO DE LOS

CULTIVOS

HAROLD TAFUR HERMANN

INGENIERO AGRCOLA M.Sc. y D.Sc.

PROFESOR ASOCIADO

UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA

FACULTAD DE CIENCIAS AGROPECUARIAS

SEDE PALMIRA

2005

Harold Tafur Hermann Profesor Asociado Universidad Nacional de Colombia Sede Palmira

1

CONCEPTOS BASICOS PARA EL RIEGO DE LOS CULTIVOS

1. INTRODUCCION

La humedad en el suelo es quizs uno de los factores que ms condicionan el

desarrollo normal de los cultivos. Un exceso o un dficit de agua en el suelo

genera condiciones desfavorables en la gran mayora de los cultivos. Cuando

el problema es por exceso de humedad, es el drenaje la solucin adecuada.

Cuando este es por defecto la alternativa es el riego.

Para las condiciones especificas del Valle del Cauca, dada su caracterstica

pluviomtrica, el riego se ha convertido en una labor necesaria y corriente para

la mayora de los cultivos. Sin embargo a pesar de haberse convertido en una

actividad corriente su empleo se hace todava en forma emprica,

desconociendo o dejando de lado los criterios fundamentales para hacer de el

un uso mas racional y eficiente. En la mayora de los casos se desconoce

cuando y cuanto regar. El poder definir en que momento y que cantidad se

debe regar, implica conocer las relaciones que se presentan entre el suelo, el

agua, la planta y la atmsfera.


2

2. RELACIONES SUELO AGUA PLANTA ATMOSFERA

2.1 PROPIEDADES FISICAS DE LOS SUELO

2.1.1. TEXTURA

Es aquella propiedad fsica relacionada con los tamaos de las partculas

minerales del suelo y con la proporcin en que se hallen. En esencia se

distinguen tres grupos o categoras de partculas en la textura de acuerdo a su

tamao y son: Arcillas (Ar), Limos (L) y Arenas (A). Existen varias

clasificaciones para los tamaos de estas partculas; en Colombia por ejemplo

se manejan la del Departamento de Agricultura de los Estados Unidos y la de la

Sociedad Internacional de la Ciencia del Suelo. Estas clasificaciones son:

CLASIFICACION USDA () S.I.C.S. ()

Ar Menor de 2 Menor de 2

L 2 - 50 2 20

A muy fina 5 100

A fina 100 - 250 2 0- 200

A media 250 - 500

A gruesa 500 - 1000 200 2000

A muy gruesa 1000 - 2000

En Colombia la ms usada es la del Departamento de Agricultura de los

Estados Unidos (USDA). Segn la proporcin en que se hallen en un suelo las

Ar, L y A, se define la textura. El USDA. desarroll el llamado tringulo textural

donde se presentan 12 clases texturales a saber:

Ar: Arcilloso

L : Limoso

A: Arenoso

Ar A : Arcillo Arenoso

Ar L : Arcillo Limoso

FAr: Franco Arcilloso

FArL : Franco Arcillo Limoso


3

FArA : Franco Arcillo Arenoso

F : Franco

FL: Franco Limoso

FA : Franco Arenoso

AF : Areno Francoso.

En ocasiones los suelos presentan materiales individuales mayores que las

arenas (ms de 2 mm de dimetro equivalente) lo que hace necesario darle

otro calificativo a la clase textural a que corresponda ste para poder as indicar

la cantidad de estos materiales y el tipo del mismo de acuerdo a su tamao. Es

as como se habla de gravilla cuando su dimetro equivalente est entre 2 y 4.5

mm; de cascajo entre 4.25 y 75 mm y de roca para los tamaos mayores a 75

mm As mismo, dependiendo de la cantidad presente de estos materiales con

base a volumen, se califica por ejemplo de la siguiente forma: si un suelo de

cualquier textura tiene entre 2 y 15 % de gravilla se dice la textura y se le

aade poco gracioso; si tiene entre 15 y 20% se dice la textura y se le aade

gravilloso; si su contenido es mayor al 20% se dice la textura y se aade muy

gravilloso. Los mismos valores son vlidos para cascajoso y rocoso.

Un ejemplo de una textura cascajosa podra ser: Franco Arcilloso poco

cascajoso.

La determinacin de la textura se conoce como anlisis mecnico o

granulomtrico; en ella se han empleado variados mtodos como los de

laboratorio y el de campo al tacto. Entre los mtodos de laboratorio se ha

empleado el microscopio, y los mtodos basados en velocidad de

sedimentacin de las partculas elementales (Ar, L, A) en un fluido como el

agua.

Entre los mtodos de la velocidad de sedimentacin estn el de Bouyucos o

Hidrmetro y el de la pipeta. Ambos mtodos estn basados en la conocida Ley

de Stoakes que hace referencia a la resistencia que ofrece un lquido a la cada

de partculas slidas. Esta ley est descrita por velocidad de cada de las

partculas dentro del lquido (agua) y viene dada por la expresin:


4

n

grDwDpV

*

9

2

donde:

V : velocidad de cada en cm/s

Dp : Densidad de las partculas en g/cm

Dw: Densidad del lquido en g/cm

g: Aceleracin debida a la gravedad en cm/s

r: radio de las partculas en cm

n: viscosidad absoluta del lquido (poise = g/(cm-s))

A nivel general de agricultura y de la gente vinculada con los suelos se habla

de los de textura pesada (suelos pesados) y de los de textura liviana (suelos

livianos). Este criterio o concepto hace relacin a la dificultad o facilidad que

presentan algunos suelos en las labores con las mquinas e implementos

agrcolas. Es as como entre los suelos pesados se agrupan aquellos de

textura arcillosa, Franco - Arcillosa, Arcillo Limosa, etc. y corresponden a los

suelos en los cuales las labores como arada, rastrillada, etc. presentan mayor

resistencia a diferencia de los livianos como los arenosos, arenofrancosos ,

limosos, etc. En ese mismo orden de ideas se habla de suelos de texturas

medias como los franco y sus afines.

En general los suelos livianos tienen buenas caractersticas de infiltracin, baja

capacidad de almacenamiento de agua, pobres condiciones nutricionales y

baja capacidad de intercambio catinico (CIC).

De otro lado los suelos pesados tienen generalmente pobres caractersticas de

infiltracin, alta capacidad de almacenamiento de agua y dependiendo del tipo

de arcilla, buenas condiciones nutricionales asociadas con altas CIC.

2.1.2. ESTRUCTURA

Dentro de las propiedades fsicas del suelo la estructura junto con la textura

constituyen dos de las ms importantes por la trascendencia en el movimiento

y el almacenamiento del agua, en la aireacin y en la estabilidad del suelo.


5

El departamento de Agricultura de los Estados Unidos (USDA) define la

estructura desde un punto de vista morfolgico como la disposicin y arreglo

de las partculas individuales del suelo (Ar, L y A) para constituir partculas o

unidades compuestas, separadas de la contiguas con propiedades diferentes

de las de una masa igual de partculas elementales sin agregacin - Meja

(1983), dice que la estructura es el grado de agregacin de las partculas

individuales o separados del suelo en unidades compuestas o agrupamiento de

partculas individuales, de forma (tipos) o hbitos ms o menos definidos, que

se presentan separados entre s por planos o superficies de debilitamiento;

para Meja los agregados naturales o unidades compuestas se les conoce

como peds. El arreglo de los peds constituyen los agregados del suelo y estos

a su vez forman los terrones.

Sin embargo dado que la definicin de la estructura por si sola puede no da la

claridad suficiente, se habla entonces de la capacidad estructural del suelo

como la propiedad para formar terrones espontneamente y de que estos

dividan en pedazos pequeos, grandes o agregados sin la intervencin del

hombre.

La estructura como tal afecta a las plantas a travs de las interacciones que se

presentan con el aire, el movimiento del agua, el almacenamiento del agua y la

temperatura. Estas interacciones son consecuencia de la influencia de la

estructura en la porosidad de los suelos. Ahora bien, la porosidad puede verse

alterada si la estructura de un suelo no es estable, es decir que los agregados

del suelo no conserven su forma cuando se humedecen, ocasionando con esto

la llamada INESTABILIDAD ESTRUCTURAL, que puede impedir o limitar el

paso del aire y el agua con las consecuencias negativas que esto trae a los

cultivos.

Algunos con el objeto de clasificar y/o diferenciar la estructura de los suelos

plantean clasificaciones de la misma teniendo en cuenta:

1. el tipo: se refiere a la forma y ordenamiento general de los agregados.

2. La clase: hace referencia al tamao de los agregados.


6

3. El grado: se refiere a la estabilidad de la estructura determinada por la

durabilidad o resistencia de estos frente a fuerzas externas.

En cuanto a la forma de la estructura se clasifica como:

1. Prismtica

2. Columna

3. Bloques Angulares

4. Bloques Subangulares

5. Laminar

6. Granular

7. Migajosa

En cuanto al tamao (clase) se clasifica como:

1. Muy fina o muy delgada

2. Fina o delgada

3. Mediana

4. Gruesa o espesa

5. Muy gruesa o muy espesa

La clasificacin anterior por tamao tiene sus valores especficos para cada

una de las formas de la estructura. A su vez el grado o estabilidad se clasifica

como:

1. sin estructura o no desarrollada: corresponde a los suelos donde no se

observa agregacin. Para esta situacin cuando el suelo es coherente y

denso se califica como masivo y si es suelto (caso de arenas) no coherente

se habla de grano suelto.

2. Dbilmente desarrollada: se clasifica as cuando el suelo tiene peds

indefinidos y muy pobremente formados los cuales se observan dentro de la

masa del suelo con gran dificultad.

3. Moderadamente desarrollada: corresponde a los suelos con peds definidos

y bien desarrollados pero que sufren ruptura c9on relativa facilidad cuando

se trata de retirarlos de la masa del suelo.


7

4. Fuertemente desarrollada: cuando los suelos tienen peds muy estables,

rgidos y bien formados los cuales se adhieren dbilmente entre s se habla

de estabilidad fuerte.

Como puede analizarse por las definiciones anteriores, es un tanto subjetivo el

hacer clasificacin de la estabilidad de la estructura de los suelos tal como se

plante. De ah que otros propagan medir la estabilidad de la estructura

valindose de mtodos de laboratorio que permitan en cierta forma cuantificar

el parmetro estabilidad, y a travs del valor obtenido definir si esta es mala,

media o sencillamente estable.

Con relacin a la forma y el tamao se hacen las siguientes precisiones:

En las estructuras prismticas y columnar los agregados estn arreglados

generalmente alrededor de una lnea vertical y limitados por superficies

verticales relativamente lisas. En la prismtica las caras superiores tienen sus

vrtices angulosas y en la columnar son redondeados (ver figura). El tamao

de estas estructuras se especifica por la anchura del prisma o columna y se

estima con valores hasta de 10 cm. Generalmente estas estructuras estn

asociadas con suelos expansibles (ver figura 1).

La estructura de bloques se caracteriza por que sus agregados estn

dispuestos alrededor de un punto como formando cubos o poliedros y sus

caras estn limitadas por superficies planas o redondeadas; sus dimensiones

horizontales y verticales son ms o menos similares. Los bloques angulares

tienen las caras aplanadas y la mayora de los vrtices son redondeados (ver

figura). Sus dimensiones de anchura o longitud llegan hasta 5 cm.


8

Figura 1. Clases y Tipos de Estructuras de los suelos.

En la estructura laminar los agregados se hallan dispuestos alrededor de un eje

o plano horizontal, donde la dimensin vertical est bastante limitada con

relacin a las otras dos. Es una estructura poco deseable por las pobres

condiciones fsicas que genera. El espesor alcanza valores hasta de 1 cm.


9

Las estructuras migajosa y granular tienen sus agregados reunidos formando

unidades ms o menos redondeadas y similares en forma y tamao. La

estructura migajosa tiene sus agregados porosos mientras que en la granular

son menos. El dimetro equivalente en la migajosa puede llegar hasta 5 mm. y

en la granular hasta 10 mm.

2.1.3. POROSIDAD

Cuando se analiza la matriz del suelo se pueden distinguir 3 fases a saber:

Fase slida

Fase gaseosa

Fase lquida

La fase slida es la constituida por la fraccin mineral y la orgnica; la fase

gaseosa por el aire y la lquida por el agua. Las dos ltimas fases constituyen el

espacio porosos del suelo.

Por definicin la porosidad es la relacin que existe entre el volumen de poros

de un suelo y el volumen total de ste, es decir, el volumen de la fase slida

ms la gaseosa y la lquida. Expresado matemticamente es:

100*Vt

VpPorosidad

donde:

Vp : volumen de poros

Vt: volumen total = Vs + Vp = Vs + Va + Vw

Vs: volumen de slidos

Va = volumen de aire

Vw: volumen de agua

A partir de la definicin, no es fcil o prctico determinar la porosidad, de all

que se halle utilizando otras expresiones que involucran otros parmetros como

son la densidad aparente y la densidad real as:


10

100*1

Dr

Da

donde:

Da: densidad aparente

Dr: densidad real

2.1.4. DENSIDAD REAL

Por definicin la densidad real de un suelo relaciona el masa por unidad de

volumen de las partculas slidas de ste. Expresado matemticamente es:

Vs

MssDr .

donde:

Mss: masa del suelo seco a la estufa entre 105 110C durante 24 horas

Vs: volumen ocupado por esas partculas slidas (Volumen desalojado por

ellas).

Generalmente se expresa en g/cm. La Dr vara en los suelos minerales entre

2.6 y 2.7 y se acostumbra tomar a 2.65 como el valor medio. No obstante, en

los suelos donde el contenido de materia orgnica va tomando valores

significativos ste parmetro puede ser del orden de 2.0 g/cm

2.1.5. DENSIDAD APARENTE

Se define la densidad aparente como la relacin entre el masa del suelo seco

por unidad de volumen total de suelo (incluyendo volumen de slidos y de

poros, es decir, slidos, aire y agua). Expresado matemticamente es:

Vt

MssDa

donde:


11

Mss: masa del suelo seco a la estufa entre 105 110C durante 24 horas

Vt: volumen total de suelo = Vs + Va + Vw

La densidad aparente comnmente, al igual que la real, se expresa en g/cm3.

En trminos generales los suelos livianos con alto contenido de arenas tienen

densidades aparentes altas, alrededor de 1.6 g/cm. Los suelos pesados

(arcillosos) no compactados, tienen valores alrededor de 1.0 y 1.3 gr./cm. Sin

embargo cuando la arcilla dominante es de tipo alofnico, los valores de Da

son menores, alrededor de 0.8 g/cm. Ahora bien, en los suelos con alto

contenido de materia orgnica las densidades aparentes tienen valores

bastante bajos, por ejemplo 0.5 g/cm, incluso la literatura reporta valores en

suelos orgnicos bastante menores.

Cuando los suelos pesados se compactan por el mal uso de la maquinaria y

equipos, la densidad aparente puede aumentarse considerablemente y tomar

valores cercanos a 1.6 y 1.7 g/cm.

Existen diferentes mtodos para determinar la Da, sin embargo quizs el ms

confiable sea el del ncleo. En trminos generales el mtodo consiste en tomar

una muestra de suelo en un cilindro de volumen conocido (Vt), luego se seca el

suelo a 105 110C, durante 24 horas para despus pesar y obtener as la

masa del suelo seco (Mss). La muestra debe tomarse con la humedad que se

hallen en el campo; incluso se propone que esta humedad ojal este cercana a

capacidad de campo, para hallar un valor ms confiable, sobre todo en

aquellos suelos que tienen caractersticas de expansibilidad y contraccin

cuando hmedos y secos respectivamente.

Dado que la muestra de suelo que se toma por el mtodo del ncleo debe estar

inalterada (no disturbada) en lo posible, existen unos barrenos especiales para

la toma de muestras. Sin embargo cuando no se dispone de dicha herramienta,

se pueden emplear otros instrumentos que permitan tomar la muestra lo menos

alterada posible; quizs un tarro de salchichas sirva para este propsito en

algunos suelos.


12

Ahora bien, cuando se conoce la Da de un suelo y se estima o tambin se

conoce la Dr, se puede calcular la porosidad () como se mostr.

100*1

Dr

DaP

Un valor de porosidad corriente en un suelo pesado (arcilloso) puede ser del

60% si no est compactado. Significa un valor as que del volumen total (Vt) del

suelo, un 60% son espacios porosos (para el aire y/o el agua). Este mismo

suelo por efectos de compactacin puede reducir su porosidad a un 40% o

menos, ocasionndose con esta nueva situacin, problemas para el desarrollo

normal de los cultivos por falta de aire e insuficiencia en el suministro de agua,

por que sta comienza a ser retenida con ms fuerza por la matriz del suelo y

dificultad en la toma de nutrientes por parte de las plantas.

A manera de ejemplo se analiza lo que le pasara a la porosidad de un suelo si

se compactase. Si un suelo pesado (arcilloso) tiene una densidad aparente

(Da) de 1.0 g/cm su porosidad sera:

(tomando Dr = 2.65 g/cm)

%5.62

100*65.2

0.11

Si este suelo se compacta su Da puede tomar valores de 1.6 g/cm; entonces

la nueva porosidad sera:

%6.39

100*65.2

6.11

De otro lado, la porosidad () se puede clasificar en macroporosidad y

microporosidad. La macroporosidad involucra los poros grandes del suelo con

tamaos mayores a 100 micras. La microporosidad involucra los poros ms

pequeos, entre los cuales algunos diferencian los mesoporos con tamaos


13

entre 30 y 100 micras y los microporos propiamente con tamaos menores a

30 micras.

Son los macroporos los encargados del flujo del aire en el suelo, esencialmente

y del movimiento gravitacional del agua dentro de ste, es decir, del drenaje.

Esta macroporosidad tambin se le conoce como porosidad drenable.

Los mesoporos son los responsables del llamado flujo capilar de forma rpida,

es decir, conducen agua pero no propiciada por la gravedad sino por efectos

capilares.

Los microporos a su vez son los responsables de la retencin de agua por el

suelo preferiblemente y el flujo de esta a travs de ellos es muy lento.

Cuando en un suelo su porosidad est dominada por la macroporosidad, es

una condicin poco deseable, pues tiene un excesivo drenaje y poca

capacidad de almacenamiento de agua; este es el caso de los suelos muy

livianos (arenosos y areno-francosos).

Si la porosidad es dominada por la microporosidad, generalmente la infiltracin

es muy lenta y el drenaje interno se ve impedido, ocasionando en el suelo

condicin poco deseable (falta de aire, encharcamientos, etc.); es el caso de

suelos pesados y/o compactados.

Una buena porosidad en un suelo debe estar compensada con una distribucin

proporcional de los diferentes tamaos de poros para que sea deseable.

En el ejemplo anterior donde la = 62.2%, el efecto de la compactacin hace

que la disminuya y de seguro estar dominada nicamente por microporos,

con sus consecuencias presumibles.

La densidad aparente es un parmetro que se utiliza no solo para clculo de la

porosidad, sino que tambin se utiliza en el clculo de la masa del suelo y para

expresar el contenido de humedad de estos con base a volumen y/o a lmina


14

equivalente. Cuando se emplea en el clculo de la masa del suelo su aplicacin

se puede presentar con el siguiente ejemplo:

Se quiere saber cual es la masa por hectrea (ha) de un suelo cuya densidad

aparente, en una profundidad dada, es 1.1 g/cm; dgase por ejemplo que la

profundidad analizada es de 20 cm. Con base a la profundidad y el rea (1 ha)

se calcula el volumen de suelo analizado, es decir:

200010*20

10*20*1

10*1

*

24

mm

cm

mcm

ha

mha

dprofundidaAreaVVolumen

Con el volumen y la densidad aparente se calcula la masa de una ha en ese

suelo.

ha

toneladas

g

tonelada

m

cm

cm

g

ha

m

Daha

volumen

ha

masa

12200

10

1*

1

10*

1.1*

1

2000

*11

6

63

O sea que la masa /ha de ese suelo es de 2200 toneladas. Pero otro suelo con

una diferente Da en la misma profundidad tendr una masa /ha distinta. Sea el

caso de un suelo derivado de cenizas volcnicas como los de la zona

cafetalera colombiana, con arcillas de tipo alofnico preferencialmente; con

densidad aparente de 0.7 g/cm en la profundidad de los 20 primeros cms.

Ahora la masa/ha ser:

toneladas

g

tonelada

m

cm

cm

gm

Daha

Volumenhamasa

1400

10

1*

1

10*

7.0*2000

*1

/

6

6


15

Existen suelos donde la Da vara de acuerdo al contenido de humedad de ste.

Es as como esos suelos presentan valores de Da mayores en la medida que el

suelo pierde humedad; si el comportamiento de la Da respecto a la humedad

fuera lineal se podra representar por una curva parecida a la de la figura 2.

Figura 2. Relacin de la densidad aparente con el contenido de humedad.

El comportamiento descrito por la curva anterior puede ser tpico en suelos con

caractersticas de expansibilidad y contraccin cuando se humedecen y secan

respectivamente. Tal es el caso de los suelos con altos contenidos de

montmorillonita (suelos del orden de los vertisoles), que son arcillas del tipo 2:1

con un comportamiento como el que se describe.

Considerando lo anterior, quizs se conveniente determinar la densidad

aparente tal como lo plantean Cambell y Henshall.(1991), tomando en

consideracin la humedad del suelo al momento de la medida. De esta forma la

Da se puede expresar como:

W

DD aha

1

donde

Da

Contenido de humedad


16

t

shah

V

M

suelototalvolumen

humedosuelodemasaD

W= humedad del suelo al momento del muestreo

2.1.6 HUMEDAD DEL SUELO.

Los suelos respecto a la humedad se pueden tratar o analizar bajo dos

aspectos diferentes; un primer aspecto est relacionado con la facilidad que el

agua se mueve a travs de la matriz suelo y un segundo aspecto con el

almacenamiento o capacidad de almacenamiento de ste. La facilidad con que

el agua se mueve a travs del suelo se conoce como PERMEABILIDAD. Se

dice que un suelo es bastante permeable cuando el agua se conduce a travs

de l fcilmente. En trminos prcticos se dice que la cuantificacin de la

permeabilidad es la llamada CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA (K).

Cuando los suelos retienen o almacenan agua, esta retencin o

almacenamiento es propiciada por dos diferentes mecanismos caractersticos

de los suelos no saturados.

En los suelos no saturados aparecen dos superficies de contacto:

1. slido lquido (suelo - agua).

2. Lquido aire (agua - aire)

que determinan la retencin del agua por el suelo y el movimiento de sta a

travs del mismo. La importancia relativa de estos dos mecanismos depende

del grado de contraccin que manifieste el suelo cuando el agua es removida

de l.

Cuando un suelo pierde agua y se contrae de tal forma que no entra aire al

espacio poroso dejado por sta, ocurre que las partculas de suelo se

aproximan entre si y se generan fuerzas de repulsin entre las mismas. Estas

fuerzas de repulsin a su vez son las responsables de adherir el agua al suelo.

De tal forma que para retirarla de all se necesita un fuerza ligeramente mayor

a la de repulsin entre partculas. Sin embargo estas fuerzas de repulsin solo


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actan sobre una pequea cantidad de agua que resulta absorbida como una

muy fina pelcula a las partculas del suelo y no tiene ninguna importancia

agronmica.

Ya sobre cantidades considerables de agua los mecanismos de retencin son

otros, donde la tensin superficial actuando sobre la interface aguaaire es la

responsable bsica del proceso. En esta situacin al extraer agua del suelo,

ste no se contrae en igual volumen y penetra aire al espacio dejado por sta.

Aqu el mecanismo de retencin es consecuencia de la atraccin de las

molculas de agua (cohesin) en la interface lquidoaire pues se genera una

fuerza resultante que atrae las molculas hacia el interior de la masa de agua.

Esta fuerza resultante propicia a su vez una fuerza de reaccin (la tensin

superficial) que tiende a reducir la superficie de contacto aireagua y a

propiciar el movimiento capilar del agua por los poros. Esta es el agua retenida

en los suelos que propicia el desarrollo de los cultivos.

El agua que almacenan los suelos se puede expresar de tres formas:

1. con base a masa : W(%)

2. con base a volumen: (%)

3. con base a lmina (lam) o profundidad equivalente.

Cuando se expresa la humedad del suelo con base a masa, por definicin esta

es:

100*(%)Mss

MwW

donde:

W(%) = contenido de humedad con base;

Mw = masa del agua;

Mss = masa del suelo seco a la estufa (horno) entre 105 y 110 C durante 24

horas como mnimo.

Lo anterior significa que si se toma una muestra de suelo que contiene alguna

humedad, ese contenido se puede expresar con base a masa si se le logra


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extraer el agua y luego se relacionan la masa de sta y la del suelo seco al

horno.

De forma prctica lo que normalmente se hace es ms o menos lo siguiente.

se toma la muestra de suelo al cual se le quiere determinar la humedad;

se halla la masa del suelo con esa humedad con una balanza (Msh);

se seca la muestra en el horno entre los 105 y 110 C durante 24 horas

como mnimo para garantizar as la remocin total de la humedad (por

evaporacin);

se halla la masa del suelo seco (Mss) en la balanza;

Obrando de la forma descrita, se obtiene el Mw como la diferencia (Msh - Mss)

y entonces:

100*100*(%)Mss

MssMsh

M

MW

SS

W

Basados en la definicin del contenido de humedad con base a masa, un suelo

podra presentar en un momento dado un W(%) mayor al 100%, ya que en

cierta forma la Mw es independiente de la Mss. Es decir, la Mw no est

haciendo parte de la Mss. Ahora bien, en la realidad se encuentran suelos que

pueden presentar W(%) mayores al 100%. Un ejemplo de estos suelos son

aquellos que poseen altos contenidos de materia orgnica; suelos estos que

presentan densidades aparentes menores a 1.0 g/cm, capaces de llegar a

tomar ms masa de agua que lo que pueden pesar ellos cuando estn secos.

Para reafirmar el concepto de humedad con base a masa se discuten los

siguientes ejemplos:

Un suelo tiene un contenido de humedad con base a masa del 33%:

que un suelo tenga un 33%, significa que por cada 100 unidades de suelo

seco a la estufa (105 110 C), existen o hay 33 de esas mismas unidades

de agua.


19

Un suelo tiene un contenido de humedad con base a masa del 118%:

que un suelo tenga un W% = 118% significa que por cada 100 unidades de

suelo seco a la estufa existen 118 unidades de agua.

Cuando se expresa el contenido de humedad con base a volumen, por

definicin se est relacionando:

100*(%)TV

Vw

donde

% = contenido de humedad en base a volumen

VW= volumen de agua

VT = Volumen total de suelo

O sea que la expresin % est relacionando el volumen de agua contenido en

un volumen de suelo (una muestra) que involucra tanto volumen de slidos

como volumen de poros.

A travs de la definicin no es fcil determinar el contenido de humedad con

base a volumen, de all que se calcule sta en funcin del W% as:

w

a

D

DW (%)%)

donde

Da = Densidad aparente del suelo;

Dw = Densidad del agua que se toma como 1 g/cm .

La expresin anterior se obtiene reemplazando en los valores de VW y Vt

despejados de las definiciones de Da y DW en la expresin

100*(%)Vt

Vw

Ahora bien, como DW = 1.0 g/cm entonces es corriente hallar la expresin de

% como:


20

aDw *(%)(%) , donde la Da debe expresarse en g/cm.

Cuando se da el contenido de humedad con base a volumen por ejemplo =

29% , significa que de 100 unidades de volumen total de suelo 29 de esas

mismas unidades corresponden al agua. Lo anterior presupone tambin que en

esas 100 unidades de volumen total de suelo estn incluidas las 29 de agua,

cosa que no ocurre en la expresin W(%).

Si el mismo = 29 %, se expresa en fraccin decimal, = 0.29, se puede

interpretar como si por cada unidad de profundidad de suelo se tuviesen 0.29

unidades de agua. Si se utiliza por ejemplo como unidad el centmetro, se

puede decir que cada centmetro de la profundidad en el sitio que se toma la

muestra 0.29 cm corresponden al agua.

Basados en la anterior consideracin es corriente encontrar el contenido de

humedad con base a volumen () como (para el caso del ejemplo):

cm

mm

cm

cm

1

9.2

1

29.0(%) , es decir, que existen 2.9 mm de agua por cada cm de

profundidad en el suelo.

Tambin se suele expresar = 0.29 m / m, que significa que hay 0.29 m de

agua por m de suelo.

Otra de las formas de expresin es con base a lmina (lam) o profundidad

equivalente. Esta expresin cuantifica, para una profundidad dada de suelo, la

profundidad equivalente correspondiente al agua expresada en unidades

lineales.

A manera de ejemplo continuando con el dato de = 29% y asumiendo que

esa humedad es vlida para una profundidad del suelo de 20 cm, se tratar un

contenido con base a lmina de:


21

cmcmcm

cmLam 8.520*

1

29.0

Lo anterior significa que de los 20 cm de suelo analizados 5.8 cm

corresponderan a agua. Para una mejor interpretacin habra que hacer una

abstraccin considerando que de los 20 cm analizados 5.8 son de agua

solamente y los restantes 14.2 cm, corresponden a suelo, pero sin dejar

espacios vacos, es decir, suelo compacto.

Resumiendo se puede decir que la expresin de lmina (lam) es:

Lam = * profundidad

Pero = W * Da

Entonces Lam = W * Da * profundidad; donde la densidad aparente debe tener

unidades de g/cm3 y no se presenta la densidad del agua dividiendo (1 g/cm3).

Se presentan a continuacin los siguientes ejemplos:

* De un suelo en los primeros 12 cm de profundidad se sabe que la Da = 1.1

g/cm; la humedad W=37%. Cul es la lmina de agua presente en esa

profundidad?.

%7.40407.01.1*37.0

entonces Lam = 0.407 * 12 cm = 4.88 cm. O sea que de los 12 cm casi 5

corresponden al agua.

* De un suelo se tiene la siguiente informacin:

Profundidad (cm) W% Da (g/cm3)

(0-15 19 1.0

15-23 25 1.2

23-80 31 1.4

Cul es la lmina de agua presente en los primeros 50 cm de profundidad?.

De 0 15 cm : Lam = 0.19 * 1.0 * 15 cm = 2.85 cm.

De 15 - 23 cm : Lam = 0.25 * 1.2 * 8 cm = 2.40 cm.


22

De 23 - 80 cm : Lam = 0.31 * 1.4 * 27 cm = 11.72 cm.

O sea que la lmina total de agua de 0 50 cm es:

LamT = 2.85 + 2.40 + 11.72 = 16.97 cm = 169.7 mm

Si se preguntase por el valor de W o del perfil 0 - 50, el promedio ponderado

sera una buena estimacin, as:

%2626.0

27815

27*31.08*25.015*19.0

PrPrPr 321

332211

W

W

ofofof

profWprofWprofWW

y

34.0

27815

27*434.08*3.015*19.0

PrPrPr 321

332211

ofofof

profprofprof

Cuando se maneja el riego de los cultivos o los datos de lluvia casi siempre se

habla en trminos de milmetros o centmetros. Es as como se dice por

ejemplo que se hizo un riego de 35mm o que llovieron 35 mm. Esto significa

que si se quiere estimar el volumen de agua cado en un suelo, solo basta con

multiplicar la lmina en cuestin por el rea del suelo. Si para la lluvia o riego

de 35 mm se analiza 1 ha, entonces el volumen de agua correspondiente ser:

35010

1*35*

110000*1

2

mmm

mmm

ha

mhaV == , es decir, en esa hectrea donde

llovi o se regaron 35 mm cayeron realmente 350 m de agua.


23

Dentro de los valores o estados de humedad que un suelo puede presentar,

con frecuencia se hace referencia a algunos de estos. Es as como se habla de

la humedad:

1. Cuando un suelo est saturado;

2. Cuando est a capacidad de campo;

3. Cuando est a punto de marchitez permanente

4. Cuando est en su punto higroscpico o humedad residual;

5. Cuando esta seco a la estufa u horno.

Cuando un suelo tiene todo el espacio poroso lleno de agua (no hay aire) se

dice que est saturado. Bajo esta circunstancia el agua se mueve libremente a

travs de los poros, principalmente de los ms grandes (macroporos); ah la

fuerza gravitacional es la dominante sobre las fuerzas de retencin; el agua

fluye (drena). En la medida que el agua drena (el suelo pierde humedad)

comienzan a presentarse las fuerzas de retencin. Si el suelo sigue perdiendo

humedad, la que an permanece ser retenida con ms fuerza, hasta que el

suelo deja de drenar porque las fuerzas de retencin igualan a la fuerza

gravitacional. En esta circunstncia o momento se est en la humedad de

CAPACIDAD DE CAMPO; ha drenado todo el agua llamada GRAVITACIONAL

y la que permanece en el suelo corresponde a la mxima cantidad que l

puede retener contra las fuerzas de gravedad.

Cuando se est a Capacidad de Campo la fuerza de retencin por unidad de

rea, llamada TENSION DE HUMEDAD DEL SUELO (THS) tiene un valor

entre 0.1 y 0.3 atmsferas. Los valores cercanos a 0.1 estn asociados con los

suelos livianos y los de 0.3 con suelos pesados. Se le conoce tambin como

succin del suelo.

La humedad cercana a capacidad de campo es el valor mximo que

generalmente se espera obtener cuando se efecta manejo de riego en la

mayora de los cultivos.

Si se analiza un suelo que tiene una humedad de capacidad de campo y en el

cual hay un cultivo establecido, la humedad comienza a disminuir; con el pasar


24

del tiempo por el consumo que de ella hacen las plantas (evapotranspiracin =

evaporacin +transpiracin), de no presentarse adicin de humedad por ningn

concepto, hara que las plantas con el tiempo comenzaran a manifestar

sntomas de marchitez por dficit de humedad. Este estado de marchitez

comenzar a progresar en la medida que contine la misma situacin de

prdida de humedad en el suelo, hasta que las plantas se marchitaran

irreversiblemente es decir, que a pesar de que se mejorasen las condiciones de

humedad, ellas no respondern. A la humedad que tenga el suelo en esta

situacin de marchitez irreversible se le conoce como PUNTO DE MARCHITEZ

PERMANENTE (PMP). Lo anterior insina que el punto de marchitez

permanente de un suelo depende de la especie vegetal que est como planta

indicadora.

Normalmente el punto de marchitez permanente (PMP) de los suelos se asocia

con una tensin de humedad del suelo (THS) de 15 atmsferas, aunque se

insiste en el hecho de que algunas especies se marchitan irreversiblemente

mucho antes o mucho despus de que el suelo llegue a este valor.

Cuando un suelo permanece expuesto al aire por bastante tiempo, sin que

haya llegada de humedad por ninguna circunstancia, ste pierde cada vez ms

agua, por debajo del PMP, hasta llegar a un valor relativamente constante

llamado punto de humedad Higroscpica o humedad residual. Bajo esta

circunstancia, a pesar de que pase ms tiempo, la THS toma un valor de cerca

de 31 atmsferas.

Ahora bien, cuando a una muestra de suelo se le somete en el horno o estufa a

una temperatura entre los 105 y 110C durante 24 horas, se le est retirando la

humedad en forma casi total. La THS en esta circunstancia es del orden de

10.000 atmsferas. El agua que persiste en esta situacin es prcticamente de

constitucin del suelo.

Desde el punto de vista agronmico, la humedad que interesa para el

desarrollo de las plantas es la comprendida entre capacidad de campo (CC) y

punto de marchitez permanente (PMP). A este rango de humedad se le conoce


25

como agua aprovechable (A.A.) o agua til. A pesar de que el concepto acepta

que toda esa humedad est disponible, sin embargo no es prctico dejar agotar

toda el agua til; antes de que esto ocurra, es decir antes de llegar a PMP, los

suelos deben regarse para no correr el riesgo de merma o prdida total de las

cosechas. Es decir el momento oportuno de los riegos para garantizar que no

habr prdida de produccin por falta de humedad es parte de los problemas

que debe resolver el agricultor o el tcnico responsable de la produccin.

Es conveniente comentar que la generalidad de los cultivos presentan su mejor

respuesta a la produccin cuando la humedad de los suelos se logra mantener

cercana a capacidad de campo la mayor parte del tiempo. Sin embargo lograr

esto en el campo presupone tener sistemas de riego que faciliten este objetivo,

como es el caso del riego localizado de alta frecuencia (goteo, microaspersin

y otros).

2.2 CONSIDERACIONES ACERCA DE LA CANTIDAD DE AGUA A REGAR.

Tal como se dijo antes, el agua til o aprovechable no debe dejarse agotar en

su totalidad, es decir, que del 100% del agua aprovechable (A.A.),

dependiendo del tipo de cultivo que se maneja, del sistema de riego que se

emplea y del criterio personal del tcnico, solo se debe dejar agotar en cierto

porcentaje. Ese porcentaje del "agotamiento es lo que se conoce como NIVEL

DE AGOTAMIENTO (NA) o factor o coeficiente de agotamiento del agua

aprovechable (f). Para el caso de cultivos exigentes en humedad como las

hortalizas, el NA ser pequeo, mientras que para cultivos menos exigentes

este ser mayor. A la cantidad de agua que se deja agotar es lo que se le

conoce como Agua Rpidamente Aprovechable (ARA). El agua rpidamente

aprovechable se puede expresar en porcentaje con base a masa, en porcentaje

con base a volumen y con base a lmina as:

ARA = NA(A.A.) = NA(Capacidad de campo Punto de marchitez permanente)

Si se expresa con base a masa:

ARA = NA(Wcc - Wpmp), donde:

Wcc : Contenido de humedad a capacidad de campo con base a masa.


26

Wpmp : Contenido de humedad a punto de marchitez permanente con base a

masa.

NA : Nivel de agotamiento expresado en fraccin decimal

Si se expresa con base a volumen

ARA = NA (cc - pmp)

donde

cc : Contenido de humedad a capacidad de campo con base a volumen.

pmp : Contenido de humedad a punto de marchitez permanente con base a

volumen.

Si se expresa en lmina.

LARA = NA (LAA) = NA (LAM cc LAM pmp) donde:

LARA : Lmina de agua rpidamente aprovechable

LAA : Lmina de agua aprovechable.

LAMcc : Contenido de humedad a Capacidad de Campo expresado en lmina.

LAMpmp : Contenido de humedad a punto de marchitez permanente expresado

en lmina.

Para consolidar los conceptos se presenta un ejemplo:

Un suelo en sus primeros 30 cm de profundidad tiene las siguientes

caractersticas:

Da = 1.4 g/cm; Wcc = 29%; Wpmp = 18%; NA = 35%

Entonces:

A.A. = (Wcc - Wpmp) = 29% - 18% = 11% (Agua aprovechable con base a

masa).

A.A. = (cc - pmp) = 11%*1.4 = 15.4% (Agua aprovechable con base a

volumen).

LAA = LAM cc LAM pmp = (0.29*1.4*30cm) (0.18*1.4*30 cm) = 4.62 cm =

46.2 mm.

ARA = NA * AA = 0.35 * 11% = 3.85% (Agua rpidamente aprovechable con

base a masa).


27

ARA = NA * AA = 0.35 * 15.4% = 5.39% (Agua rpidamente aprovechable con

base a volumen).

LARA = NA * LAA = 0.35 (4.62 cm) = 1.617 cm = 16.17 mm (Lmina de agua

rpidamente aprovechable).

Un suelo tiene las siguientes caractersticas:

Profundidad (cm) Da (g/cm) Wcc(%) Wpmp (%)

0 - 18 1.0 39 22

18 - 40 1.2 36 20

40 - 65 1.3 35 21

Se tiene all un cultivo de Maz con una profundidad efectiva de races 42 cm;

se quiere manejar el riego con un NA = 50%; cul es la lmina de riego

rpidamente aprovechable (LARA)?.

LARA = NA * LAA = NA (LAMcc - LAMpmp) donde:

LAM cc = (0.39 * 1.0 * 18 cm) + (0.36* 1.2 * 22 cm) + (0.35 * 1.3 * 2 cm) = 17.43

cm = 174.3 mm

LAM pmp = (0.22 * 1.0 * 18 cm) + (0.20 * 1.2 * 22 cm) + (0.21 * 1.3 * 2 cm) =

9.78cm = 97.8m

LAA = 174.3 mm 97.8 mm =76.5 mm

LARA = 0.5 * 76.5 mm = 38 mm

O sea que la lmina de agua rpidamente aprovechable es de 38 mm para la

profundidad efectiva de races de 42 cm. Lo anterior significa que cada vez que

se agote el 50% del agua aprovechable, para poder volver la humedad del

suelo a capacidad de campo, debe infiltrar una lmina neta de 38 mm. S para

lograr esa LARA se utiliza un riego con una eficiencia de aplicacin del 60%,

significa que la lmina que debe gastarse (Lmina bruta de riego) ser de 38/

0.60 = 63 mm.

2.3 CONSIDERACIONES ACERCA DEL MOMENTO DEL RIEGO


28

El decidir cuando regar depende del consumo de agua por parte del cultivo

(evapotranspiracin) y de los aportes de humedad que pueda tener el suelo

(precipitacin y /o aporte capilar del nivel fretico).

Una metodologa que se puede utilizar para decidir el momento del riego y de

la cual se comenta a continuacin es la del BALANCE HIDRICO del suelo. Esta

metodologa implica conocer o estimar la evapotranspiracin diaria o USO

CONSUNTIVO del cultivo a regar; se debe medir la precipitacin y estimar o

calcular la escorrenta; la percolacin profunda y el aporte capilar del agua

fretica. Expresando matemticamente el balance hdrico en forma general se

tiene:

= (P + R + Ac)-(Et + Es + Pp)

= Aportes Prdidas

donde:

: Cambio en el contenido de humedad volumtrico

P : Precipitacin

R : Riego

Ac : Aporte capilar

Et : Evapotranspiracin o uso consuntivo

Es : Escorrenta

Pp : Percolacin profunda.

La expresin anterior se puede simplificar no considerando el aporte capilar, la

escorrenta ni la percolacin profunda:

= P + R Et donde despejando R

R = P + Et

O sea que la cantidad de agua a regar depende del balance del cambio en el

contenido de humedad del suelo, de la cantidad de agua recibida por

precipitacin y de la evapotranspiracin o uso consuntivo. As mismo el

momento del riego se determina cuando el cambio en el contenido de humedad

del suelo a llevado a este a una humedad igual o cercana a la cual se


29

estableci de antemano que se iba a permitir llegar para aplicar el riego. Para

cimentar la idea se presenta un ejemplo sencillo.

Para un ejemplo anterior se calcul la LARA de un cultivo de maz en 38 mm,

con un NA del 50%, es decir, que cuando la lmina de agua aprovechable del

suelo se agotar en un 50% se aplicaba el riego, llevando el suelo nuevamente

a capacidad de campo en los 42 cm de profundidad efectiva del cultivo.

Partiendo de esta situacin definida, se asumir la evapotranspiracin diaria del

cultivo (Et) en 5 mm; para simplificar dgase tambin que no hay precipitacin

durante el tiempo del anlisis.

Con la informacin anterior se deduce fcilmente que en 7 das se han

consumido 35 mm del agua aprovechable y solo restaran 3 mm en el suelo de

lo presupuestado para gastar (LARA= 38 mm). Bajo esta circunstancia se debe

decidir el riego al siguiente da (8 da).

Se propone ahora un ejemplo ms complejo involucrado la precipitacin:

LARA = 38 mm

Et = 5 mm / da (constante)

En el primer da de anlisis el suelo est a capacidad de campo, ya sea por

que se reg o llovi lo suficiente para alcanzar esa humedad; al tercer da

llovieron 6 mm; al 7 da llovieron 35 mm que se metieron al suelo y de all en

adelante no llovi.

Se tiene el 1er da del anlisis 38 mm para consumir; el consumo es a razn de

5 mm/da, lo que significa que al inicio del 2 da slo hay 33 mm para

consumir; al inicio del 3er da se tienen 28 mm para consumir, pero llueven 6

mm y se evapotranspiran 5 mm; se tienen al inicio del 4 da 29mm para

consumir. Al inicio del 5 da 24 mm y al inicio del 6 da se tienen 19 mm; al

inicio del 7 da se tienen 14 mm para consumir pero llueven 35 mm. As las

cosas, al inicio del 8 da se tendran 38 mm. disponibles en el suelo, porque a

pesar de que las cuentas podran mostrar 44 mm, el suelo solo retiene hasta

capacidad de campo, es decir, drenan 6 mm por debajo de la profundidad


30

efectiva de races. A partir de ese da se reinician las cuentas como si se

hubiese regado.

Hasta aqu el anlisis se ha hecho asumiendo la evapotranspiracin; sin

embargo es este quizs uno de los parmetros ms importantes para hacer un

empleo confiable del balance. Lamentablemente para la mayora de los cultivos

esta informacin no se tiene, lo que dificulta el empleo del balance como

metodologa para definir el momento del riego; la caa de azcar es quizs de

los pocos cultivos, si no el nico en nuestro medio al cual se le ha investigado

el uso consuntivo o evapotranspiracin, lo que est permitiendo a los

caicultores emplear el balance hdrico para decidir el momento del riego

haciendo una estimacin confiable de la evapotranspiracin.

La estimacin de la evapotranspiracin la hacen los caicultores de la siguiente

forma:

Asumen que Et = KEv

donde

Et : Evapotranspiracin diaria;

Ev : Evaporacin del tanque evapormetro clase A (diaria);

K : Factor de la relacin Et / Ev

El Centro de Investigacin de la Caa de Azcar en Colombia (CENICAA) ha

logrado establecer cual es el valor del factor K para la caa de azcar.

Conociendo el valor del factor K, los caicultores calculan la evapotranspiracin

diaria del cultivo (Et), multiplicando al valor K por la evaporacin diaria (Ev)

medida en el tanque evapormetro (Et = KEv).

A continuacin se propone el siguiente ejemplo aplicando la metodologa de

Cenicaa

A un cultivo se le ha calculado su LARA = 35 mm; el factor K de la

evapotranspiracin es 0.6. En la tabla 1 se efecta el balance hdrico analizado

para 22 das. Interprtese a LAS como la lmina de agua que permanece en

el suelo y que puede ser utilizada rpidamente por el cultivo, es decir, siempre

ser una fraccin de LARA y su mximo valor ser LARA.


31

De la informacin de la tabla 1 se puede comentar:

1. El anlisis se inicia el da 1 cuando el suelo est a capacidad de campo, es

decir, la LAS = LARA

2. El da 3 habiendo una LAS = 29 mm llueven 20 mm y se evapotranspiran

1.2 mm. Esto implica que el suelo recibe 20 mm, pero su condicin de

humedad es tal que no le permite almacenarlos en su totalidad; es as como

TABLA 1: Balance hdrico de en un suelo en mm.

DIA LAS EV Et R P Dficit Exceso

1 35 6 3.6

2 31.4 4. 2.4

3 29 2 1.2 20

4 35 3 1.8 12.8

5 33.2 4 2.4

19 2 6 3.6

20 0 4 2.4 1.6

21 35 5 3 39

22 32 6 3.6

el suelo slo puede almacenar hasta llegar a 35 mm, lo correspondiente a su

LAS; el resto sale por exceso.

3. El da 19 inicia el suelo con una LAS = 2.0 mm, pero se evapotranspiran 3.6

mm; para el da 20 el suelo entra en dficit de humedad. Esto significa que

se ha permitido gastar algo ms de lo presupuestado inicialmente.

4. Para el da 21 se riega introduciendo al suelo 39 mm para llevar

nuevamente el suelo a capacidad de campo.

Dentro de las metodologas para estimar la evapotranspiracin se destaca por su amplia difusin la del tanque evapormetro clase A. El mtodo, por dems


32

emprico, se basa en la medida de la evaporacin de un tanque llamado o conocido como Clase A por el departamento de asuntos meteorolgicos de los Estados Unidos, cuyas especificaciones son: tanque cilndrico de 1,21 metros de dimetro y 0.255 metros de profundidad, construido en lmina de hierro galvanizado # 22. El tanque se debe pintar de pintura aluminizada (pintura de aluminio) y se instala sobre un soporte de madera a 0.15 metros de altura sobre el suelo, generalmente en un rea rodeada de grama. Conocida la

evaporacin del tanque en mencin ( VE ), se halla la evapotranspiracin VE del

cultivo con la siguiente expresin:

VPC EKKET =

donde

quedelecoeficientKP tan=

cultivodelecoeficientKC =

Los valores de PK y CK son presentados en las tablas 2 y 3.

Los tanque clase A son de uso frecuente en las estaciones meteorolgicas; sin

embargo, como un tanque clase A tiene un costo relativamente alto, se buscan

con frecuencia alternativas mas baratas para sustituirlo en la estimacin de la

evapotraspiracin.

Cuando no se tiene informacin que permita estimar el uso consuntivo se

puede recurrir a otros mtodos para determinar el momento del riego. Estos

mtodos consisten en determinar la humedad del suelo de forma directa o

indirecta, para comparar ese valor con el valor que se haya colocado como

lmite inferior para decidir el riego.

Como mtodos directos se pueden mencionar los gravimtricos como el de la

estufa y el del alcohol. El mtodo de la estufa se mencion antes; el mtodo del

alcohol consiste en retirar la humedad de las muestras de suelo echndoles

alcohol y luego quemndolo; el calor que se genera al quemar el alcohol

evapora el agua de la muestra de suelo. Cuando se considere que se ha

removido toda la humedad se determina la masa del suelo seco, igual que en el

mtodo de la estufa, para determinar luego la humedad con base a masa

100*100*(%)Mss

Mw

M

MMW

SS

SSSH

.


33

Mas recientemente se ha logrado utilizar con xito y ventaja el horno

microondas, para secar el suelo al que se le quiere determinar la humedad.

Entre los mtodos indirectos se tiene el del tensimetro y el de la sonda de

neutrones, que no sern tratados en este documento.

TABLA 2.


34

TABLA 3.

TABLA 1.


35

BIBLIOGRAFIA

Cambell D. J. y Henshall K. 1991. Bulk density. In: Soil analysis: physical

methods; editado por Smith K: y Mullins C. E. Marcel Dekker Inc. 329-366 pp.


36

Conceptos Básicos Para El Riego de Los Cultivos

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