UNIVERSIDAD NACIONAL FEDERICO VILLARREAL FACULTAD DE INGENIERIA INDUSTRIAL Y DE SISTEMAS ESCUELA PROFESIONAL DE INGENIERIA AGROINDUSTRIAL AGROINDUSTRIAL
AGROTECNIA Y LA FORMACION DE BIOMASA PARA LA AGROINDUSTRIA (PARTE III)
ALEXIS AL EXIS DUEÑAS DAVIL DA VIL A A VANESSA GARCIA DIAZ 1
LIMA, OCTUBRE DE 2006 1
. Se ruega no citar.
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CONTENIDOS CAPITULO VII 7.1. ASPECTOS GENERALES 7.2. EL AGUA Y SUS PARAMETROS 7.3. EL AGUA EN EL SUELO 7.4. CONTENIDO DE AGUA Y DENSIDAD APARENTE 7.5. POTENCIAL DEL AGUA EN EL SUELO 7.6. CONDUCTIVIDAD HIDRÁULICA, DENSIDAD APARENTE Y CONTENIDO DE AGUA 7.7. CAPACIDAD DEL CAMPO Y PUNTO MARCHITEZ PERMANENTE 7.8. PROPIEDADES HIDRÁULICAS DE LOS SUELOS
Pg. 03 Pg. 03 Pg. 04 Pg. 10 Pg. 13 Pg. 14 Pg. 16
CAPITULO VIII 8.1. UNA APROXIMACIÓN AL BALANCE HÍDRICO 8.2. ESTIMACION DEL CONTENIDO DE AGUA EN EL SUELO 8.3. EVAPOTRANSPIRACIÓN Y SU CÁLCULO
Pg. 19 Pg. 19 Pg. 21 Pg. 23
CAPITULO IX 9.1. ASPECTOS GENERALES 9.2. INTERACCIONES DEL AGUA XILEMATICA Y CRITERIOS DEL RIEGO 9.3. EL AGUA VIRTUAL (AV) Y LA PRODUCCION DE BIOMASA 9.4. HUMEDAD DEL SUELO Y AGRICULTURA DE CONSERVACIÓN REFERENCIAS BILBIOGRÁFICAS
Pg. 30 Pg. 30 Pg. 32 Pg. 38 Pg. 45 Pg. 50
Pg. 17 Pg. 18
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CAPITULO VII EL AGUA EN EL SUELO 7.1. ASPECTOS GENERALES No solo bebemos agua; somos agua. El agua constituye entre el 50 y el 90% del peso de todo organismo animado. Es una de las sustancias más abundantes e importantes de la Tierra. El agua sostiene a las plantas y a la vida animal, desempeña un papel importante en la formación del clima, ayuda a dar forma a la superficie del planeta, mediante la erosión y otros procesos, y cubre aproximadamente el 70% de la superficie de la Tierra. El agua circula continuamente entre la superficie de la Tierra y su atmósfera en un proceso que se denomina ciclo hidrológico. Este, también denominado ciclo del agua, es uno de los procesos básicos de la naturaleza. El agua del mar, de los ríos, de los lagos, del suelo y de la vegetación, al responder al calor del sol y a otras influencias, se evapora en el aire y se convierte en vapor de agua. Este vapor asciende a la atmósfera, se enfría y se convierte en agua líquida o hielo, formando las nubes. Cuando estas gotas de agua o cristales de hielo alcanzan el tamaño suficiente, regresan a la superficie de la tierra en forma de lluvia o de nieve. Ya en la superficie, pasa por la siguiente situación: una parte se filtra en el suelo donde puede ser absorbida por las plantas o circula hacia los depósitos de agua subterránea. Otra porción es arrastrada por los arroyos y ríos hasta llegar finalmente al mar. Y otra porción se evapora. El agua de un lago, la nieve de una montaña, el aire húmedo o las gotas de rocío de la mañana forman parte del mismo sistema. La pérdida total del agua de la superficie del planeta al año equivale al total de la precipitación anual de la Tierra. Si se cambia cualquier parte del sistema, como la cantidad de vegetación de una región o los usos del suelo, esto afectará al resto del sistema. A pesar de su abundancia, no podemos utilizar gran parte del agua. Si representamos el agua de la Tierra con la cantidad de 100 litros, 97 de ellos son agua del océano y gran parte de lo que resta es hielo. Únicamente alrededor de 3 ml del total de 100 litros es agua que podríamos consumir; esa agua se extrae del subsuelo o se toma de los ríos y lagos. El agua participa en muchas reacciones químicas importantes, y la mayoría de sustancias son solubles en ella.
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7.2. EL AGUA Y SUS PARAMETROS Debido a lo eficiente que resulta como disolvente, el agua en estado totalmente puro casi no existe en la naturaleza. El agua acarrea muchas impurezas naturales o introducidas por el ser humano a medida que viaja a través del ciclo hidrológico. Estas impurezas le dan a cada porción de agua su composición química característica o calidad. El agua y la nieve recogen pequeñas partículas de polvo o aerosoles del aire y la luz del sol hace que las emisiones de la quema de gasolina y otros combustibles fósiles reaccionen con el agua para formar ácido sulfúrico y nítrico. Estos contaminantes regresan a la Tierra en forma de lluvia o nieve ácidas . Los ácidos del agua disuelven las rocas poco a poco y hacen que los sólidos disueltos vayan a parar al agua. Estos pequeños, pero visibles, trozos de roca y suelo también ingresan al agua y se quedan como sólidos en suspensión que tornan turbias a muchas aguas. Cuando el agua se filtra en el suelo, entra en contacto muy directo con las rocas y más minerales que se disuelven en el agua. Estas impurezas disueltas o suspendidas determinan la calidad del agua. a) T r a n s p a r e n c i a . - La luz, que es esencial para el crecimiento de las plantas, viaja más
lejos en las aguas claras que en cualquier agua turbia que contiene sólidos en suspensión o agua con color. Normalmente se utilizan dos métodos para medir la transparencia o el grado de penetración de la luz en el agua: el disco Secchi y el tubo de turbiedad. La transparencia del disco Secchi fue medida por primera vez en 1865 128
por el padre Pietro Angelo Secchi, un científico consejero del Papa. Esta medición simple y de uso muy extendido, mide la profundidad a la que el disco de 20 cm, y de color blanco y negro, desaparece al descender en el agua y reaparece al ser elevado. Una medida alternativa de la transparencia se obtiene al verter agua en un tubo con un patrón similar al del disco Secchi en el fondo y se anota la profundidad del agua en el tubo cuando el patrón desaparece de la vista. El disco Secchi se utiliza en aguas mansas y profundas. El tubo de turbiedad se puede usar en aguas mansas o en movimiento y también en aguas poco profundas o en la superficie de aguas profundas. La luz del sol proporciona la energía para la fotosíntesis, el proceso por el cual las plantas crecen tomando carbón, nitrógeno, fósforo y otros nutrientes, y emanan oxígeno. Por eso la penetración de la luz del sol en un cuerpo de agua determina la profundidad a la que las algas y otras plantas pueden crecer, así como la cantidad relativa de crecimiento. La transparencia decrece a medida que el color, los sedimentos en suspensión o la abundancia de las algas aumentan. El agua toma el color por la presencia y la acción de algunas bacterias, fitoplancton y otros organismos, o por los químicos vertidos por el suelo o por la materia vegetal en descomposición. Por tanto, la cantidad de nutrientes vegetales que llegan a un cuerpo acuático desde fuentes como plantas de tratamiento de desechos, tanques sépticos, arrastre de fertilizantes y restos de plantas traídas por el viento y el agua, afectan a la transparencia. Los sedimentos en suspensión a menudo provienen de fuentes como la agricultura, la construcción, el arrastre de agua lluvia y la resuspensión de los sedimentos del fondo. La mayoría de aguas naturales tienen una transparencia que oscila entre uno y varios metros. Un valor bajo, por debajo de un metro, podría esperarse en un cuerpo de agua altamente productivo. Pero un valor bajo también puede deberse a una alta concentración de sólidos en suspensión. Los lagos extremadamente claros y sin producción o las aguas costeras, pueden tener una transparencia de hasta 30 ó 40 metros, como las zonas alrededor de los arrecifes de coral. b) L a T e m p e r a t u r a d e l A g u a .- La temperatura del agua es influida en gran medida por
la cantidad de energía solar que es absorbida tanto por el agua como por el suelo y el aire que la rodea. Mayor calor solar da como resultado aguas con temperaturas más elevadas. El agua que se ha utilizado para la manufactura y se ha descargado en un cuerpo de agua también puede hacer que aumente la temperatura. El agua que se evapora de la superficie puede reducir la temperatura de la misma, pero sólo en la capa muy superficial del cuerpo de agua. Es preciso medir la temperatura del agua
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para poder comprender los patrones de cambios ocurridos a lo largo del año, ya que la temperatura de un cuerpo de agua influye tremendamente en la cantidad y diversidad de la vida acuática. Los lagos son relativamente fríos y tienen poca vida vegetal acuática en invierno, florecen en primavera y verano cuando las temperaturas se elevan y las aguas ricas en nutrientes se mezclan con las superiores. También es posible encontrar períodos de esta mezcla en el otoño. Debido a esta mezcla y a las temperaturas más elevadas en el agua, la transformación primaveral viene seguida por un período de rápido crecimiento de plantas y animales acuáticos microscópicos. Muchos peces y otros animales acuáticos también nacen durante esta época del año en que las temperaturas aumentan y el alimento es abundante. Los lagos poco profundos son una excepción a este ciclo, puesto que se mezclan durante todo el año. Una preocupación es que el agua caliente puede ser fatal para especies sensibles como la trucha o el salmón, que requieren de condiciones frías y ricas en oxígeno. c) O x íg e n o D i s u e l t o . - El agua es una molécula hecha de dos átomos de hidrógeno y uno
de oxígeno, por lo que su fórmula es H2O. Sin embargo, mezcladas con estas moléculas de agua de cualquier cuerpo de agua se encuentran otras de gas de oxígeno (O2) que se han disuelto en el agua. El oxígeno disuelto es una impureza natural del agua. Los animales acuáticos, como los peces y el zooplancton de los que se alimentan, no respiran el oxígeno de las moléculas del agua, sino de las moléculas de oxígeno que se han disuelto en toda el agua. Sin los niveles suficientes de oxígeno disuelto, la vida acuática se acabaría. Los niveles de oxígeno disuelto menores a 3 mg/l ejercen presión sobre la mayoría de los organismos acuáticos. En la atmósfera, casi una de cada cinco moléculas es de oxígeno. En el agua, una de cada diez moléculas en cada millón de moléculas es de oxígeno. La mezcla vigorosa de agua y aire, como ocurre en las corrientes turbulentas, aumentan la cantidad de oxígeno disuelto en el agua, al igual que la fotosíntesis de las plantas acuáticas. El oxígeno es consumido por los peces, el zooplancton y la bacteria que descompone la materia orgánica. Esta materia orgánica, como por ejemplo plantas y animales muertos, ingresa en las corrientes naturalmente a través del agua que se desprende de los bosques y la hierba o de las tierras cultivadas. Otras fuentes de materia orgánica son los derrames de las plantas de tratamiento de aguas residuales o servidas. Cualquiera que sea la fuente, tendemos a encontrar bajos niveles de oxígeno disuelto que están muy por debajo de la mitad del valor saturado, en corrientes de poco movimiento que están cercanas a fuentes de materia orgánica. Además, el agua caliente contiene menos oxígeno que la fría, así que
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los períodos críticos para los peces y el zooplancton es en verano. Por ejemplo, con una temperatura de 25º, la solubilidad del oxígeno disuelto es de 8,3 mg/l, mientras que con una temperatura de 4 ºC, la solubilidad es de 13,1 mg/l. d) P H . - El pH es una medida del contenido ácido del agua que influye sobre gran parte de
los procesos químicos. El agua sin impurezas (y que no está en contacto con el aire) tiene un pH de 7. El agua con impurezas tendrá un pH de 7 cuando su contenido ácido y alcalino sean exactamente iguales y se equilibren mutuamente. Si los valores de pH son inferiores a 7, quiere decir que tenemos exceso de ácido y si los valores están por encima de 7, tenemos exceso de cal en el agua. La escala del pH es distinta a la escala de concentración que se utiliza para otras impurezas. Es logarítmica, lo que quiere decir que el cambio en una unidad de pH representa un factor de cambio de 10 en el contenido ácido del agua. Por tanto, el agua con un pH de 3 tiene diez veces más contenido ácido que un agua con un pH de 4, la que a su vez tiene diez veces el contenido ácido del agua con un pH de 5. La lluvia natural y sin contaminación tiene un pH que oscila entre 4 y 5, de modo que hasta el agua de lluvia del lugar menos contaminado del planeta tiene una acidez natural, la cual es el resultado del dióxido de carbono del aire que se disuelve en las gotas de lluvia. El agua destilada que está en equilibrio con el aire tiene el mismo pH. La lluvia más ácida tiene un pH de 4, aunque muchas neblinas urbanas con un pH menor a 2 tiene un rango de 6,5 a 8,5. Es posible encontrar aguas que están naturalmente más ácidas en zonas donde ciertos tipos de minerales existen en el suelo (por ejemplo, sulfatos). La minería también hace que se desprendan materiales que dan como resultado acidez en el agua de los arroyos. Las aguas alcalinas por naturaleza, pueden encontrarse sobre todo en zonas donde el suelo contiene minerales como calcita o piedra caliza. El pH de un cuerpo de agua ejerce fuerte influencia sobre la vida que pueda existir en él. Las salamandras, los sapos y otros animales anfibios son muy sensibles a pH muy bajos. La mayoría de insectos, anfibios y peces no viven en aguas con un pH inferior a 4. e) Co n d u c t i v i d a d E l é c t r i c a . - El agua pura es un conductor pobre de la electricidad. Son
las impurezas del agua, como las sales disueltas, las que permiten que el agua conduzca electricidad. Dado que existe falta de tiempo y dinero para analizar cada sustancia que hay en el agua, se ha encontrado que un gran indicador del nivel total de impurezas en el agua dulce es su conductividad eléctrica; es decir, la eficacia con la que el agua trasmite la corriente eléctrica. Cuantas más impurezas hay en ella, mayor
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es la conductividad eléctrica. En la mayoría de usos agrícolas y municipales, se requiere de agua que tenga un contenido total de sólidos disueltos por debajo de los 1000 ó 1200 partes de impurezas por millón de partes de agua por peso (ppm), o una conductividad eléctrica (la capacidad de transmitir corriente eléctrica) que esté por debajo de los 1500-1800 microSiemens/ cm (observe que 1 ppm = 1 mg/l). Por encima de estos niveles se puede esperar que ocurran cambios en los cultivos más sensibles. Para usos domésticos, se prefiere el agua con un contenido total de sólidos disueltos inferior a los 500 ppm, o por debajo de una conductividad de cerca de 750 microSiemens /cm. Los residuos que se quedan en los platos “limpios” que acaban de salir de un lavavajillas, son producto de los sólidos disueltos en el agua. Las manufacturas y, sobre todo, la electrónica, requieren de aguas libres de impurezas. La nieve alpina pura de zonas remotas tiene una conductividad de cerca de 50 microSiemens /cm. f)
El mar es salado y tiene un contenido mucho más elevado de sólidos disueltos que las aguas dulces. La salinidad es una medida del contenido de sal y se expresa en partes de impureza por mil partes de agua. La salinidad promedio de los océanos de la Tierra es de 35 partes por mil (35 ppt). El sodio y el cloro, que son los componentes de la sal de mesa (NaCl), contribuyen a gran parte de la salinidad. Dado que la proporción de cloro en el agua del mar varía un poco de un lugar a otro, podemos medir el contenido de cloro, al que nos referiremos como clorinidad, para calcular la salinidad total. En las bahías y estuarios se puede encontrar una gran variedad de valores de salinidad, dado que estas son las regiones donde las aguas dulces y las saladas se mezclan. La salinidad de estas aguas salobres está entre la del agua dulce, con un promedio de 0,5 ppt, y la del agua salada. Cada continente de la Tierra también tiene lagos interiores que son salinos. Algunos de los ejemplos más significativos son el Mar Caspio, de Asia Central, y el Gran Lago Salado, de América del Norte, así como varios lagos salados del Valle Great Rift en África Oriental. Algunos de estos, incluso, son más salinos que el agua del mar. Las aguas adquieren salinidad porque los ríos acarrean sales que surgen como consecuencia del clima y la disolución de rocas continentales. Cuando el agua se evapora, las sales permanecen y esto da lugar a una acumulación de material disuelto. En cierto momento el agua se satura con los sólidos, los cuales se precipitan como sólidos y se estabilizan fuera del agua. Mientras la salinidad de los océanos varía poco a poco, y a lo largo de milenios, la salinidad de las aguas interiores puede variar con más rapidez cuando los patrones de Salinidad.-
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precipitación o nieve derretida cambian. El contenido de sal de un cuerpo de agua es uno de los factores principales a la hora de determinar el tipo de organismos que pueden ser encontrados en él. Por lo tanto, las aguas dulces y saladas están habitadas por organismos bastante diferentes. Las plantas y animales que viven y usan el agua dulce (menos de 1 ppt) generalmente tienen un contenido de sal dentro de sus células que es mayor al del agua en la que habitan o usan. Tienden a eliminar sales como productos de desecho. Las plantas y animales de agua salada tienen un contenido de sal que equivale o es menor que la salinidad del agua de los alrededores y, por tanto, cuentan con distintos mecanismos para mantener su balance de agua. En las aguas salobres (valores de salinidad de 1-10 ppt) es posible encontrar plantas y animales que toleran cambios de salinidad. g) A l c a l i n i d a d . - La alcalinidad es la medida de la resistencia del agua a las reducciones
de pH cuando se le añaden ácidos. Los ácidos añadidos generalmente provienen de la lluvia o de la nieve, aunque las fuentes del suelo son más importantes en algunas zonas. La alcalinidad se genera a medida que el agua disuelve las rocas que contienen carbonato de calcio, como calcita o piedra caliza. Cuando un lago o riachuelo tiene muy poca alcalinidad, por lo general por debajo de 100 mg/l, un gran flujo entrante de ácidos procedentes de un aguacero o de la nieve que se derrite rápidamente puede (al menos temporalmente) consumir toda la alcalinidad y hacer que descienda el pH del agua a niveles peligrosos para los anfibios, los peces o el zooplancton. Normalmente, los lagos y riachuelos en zonas con poco suelo, como áreas montañosas, tienen un bajo nivel de alcalinidad. Estos cuerpos de agua pueden ser particularmente sensibles en la primavera, durante los períodos en los que la nieve se derrite más rápidamente. Debido a que los contaminantes tienden a arrastrar trozos de nieve cuando ésta empieza a derretirse, a menudo se encuentra un mayor flujo entrante de ácidos contaminantes en primavera, estación que también resulta crítica para el crecimiento de la vida acuática. h) N i t r a t o . - Las plantas, tanto en el agua salada como en la dulce, requieren de tres
nutrientes mayores para su crecimiento: carbono, nitrógeno y fósforo. De hecho, la mayoría tienden a utilizar los tres nutrientes en la misma proporción y no pueden crecer si la cantidad de alguno de ellos no es suficiente. El carbono es relativamente abundante en el aire como dióxido de carbono, el cual se disuelve en el agua, de modo que una falta de nitrógeno o de fósforo generalmente limita el crecimiento de las
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plantas acuáticas. En algunos casos, nutrientes de arrastre, como el hierro, también pueden ser un limitante, al igual que la luz del sol. El nitrógeno existe en los cuerpos de agua de múltiples formas: nitrógeno molecular disuelto (N2), compuestos orgánicos, amoníaco (NH4+), nitritos (NO2-) y nitratos (NO3-). De todos estos, los nitratos son, por lo general, los más importantes. El nitrito normalmente se encuentra en aguas subóxicas (con bajos niveles de oxígeno disuelto). El nitrógeno en forma de nitrato, que se encuentra en aguas naturales, procede naturalmente de la atmósfera, a través de la lluvia, la nieve, la niebla o la deposición seca, o de la caída de materia orgánica en el suelo y de los sedimentos. También puede proceder de la escorrentía en zonas agrícolas, puesto que los campesinos añaden fertilizantes con nitrógeno a sus cultivos, y parte de ellos caen al suelo cuando llueve. Cuando una cantidad excesiva de un nutriente limitante, como el nitrógeno, se añade a un lago o riachuelo, el agua se enriquece y promueve un mayor crecimiento de algas y otras plantas. A este proceso
de enriquecimiento lo denominamos eutroficación del agua. El exceso de plantas que crecen como resultado de este proceso puede causar problemas de olor y sabor en los lagos, cuya agua se utiliza como agua potable; también pueden causar problemas de incomodidad para los usuarios del cuerpo de agua o pueden afectar seriamente a los peces y a otros animales acuáticos. Las inquietudes acerca del exceso de nitrógeno o fósforo en los lagos y aguas costeras se asocian casi siempre a las descargas de aguas servidas. Las concentraciones de nitratos deben expresarse siempre como nitrógeno elemental. Así el nitrato se expresa como nitrógeno del nitrato (NO3 - N) en miligramos por litro (es decir, 14 gramos de nitrógeno por molécula de NO3 - ) y nunca como NO3 (es decir, 62 gramos por molécula NO3 -). La mayor parte de aguas naturales tienen niveles de nitrato menores a un 1 mg/l de nitrógeno del nitrato, pero también se encuentran concentraciones superiores a 10 mg/l de nitrógeno del nitrato en algunas zonas. 7.3. EL AGUA EN EL SUELO Tanto la cantidad como la disponibilidad de agua en el suelo son importantes para las raíces de las plantas y desarrollo de organismos del suelo. Para describir la cantidad de agua en el suelo usamos el término contenido de agua. Para describir la disponibilidad hablamos de potencial de agua. En termodinámica el contenido de agua es llamado como variable extensiva y el potencial de agua como variable intensiva.
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Se requieren ambos conceptos para describir correctamente el estado del agua en el suelo y en las plantas. Al describir el estado de agua en el suelo, también es necesario saber con que velocidad se moverá el agua en el suelo. Para esto necesitamos conocer la conductividad hidráulica. Otros parámetros importantes del suelo son: el espacio poroso total, el límite superior de drenaje natural del agua en el suelo y el más bajo límite de disponibilidad de agua en el suelo. Estas propiedades varían ampliamente en el suelo y son útiles para establecer correlaciones entre estos parámetros y facilitar la medición de propiedades tales como textura del suelo y densidad aparente. Este capítulo presentará la información necesaria para modelos simples de procesos de agua en el suelo, que desspués de haber analizado las propiedades más importantes y necesarias para una identificación y clasificación de los suelos, se sigue con el estudio de las propiedades mecánicas relacionadas con una de sus fases, la fase líquida, que generalmente se refiere al agua en sus diferentes formas o estados. En cuanto a los estados del agua en el suelo se distinguen fundamentalmente dos estados: 1) de unión íntima o combinación química: agua de constitución (por ejemplo, en el yeso: SO4Ca.2H2O), la cual forma parte de la estructura química de las partículas sólidas del suelo, ejemplo de ello es el agua de cristalización, que no se puede drenar, y que sólo es eliminable por procedimientos que alterarían su composición. Esto no interesa en el presente nivel de Mecánica del Suelo. Y 2) de unión física. En este estado se distinguen: a) agua retenida por fuerzas no capilares, retenida principalmente por atracción eléctrica, dado el carácter dipolar de sus moléculas, las cuales tienen una atracción físicoquímica. Esta es el agua de adherencia en las arcillas, a la cual deben su plasticidad. También se llama agua pelicular , pues rodea las partículas del suelo como una fina piel, y queda sujeta a él por fuerzas de adhesión, de atracción físicoquímica. Ejemplo de ello es el caso de arenas con cierta humedad de contacto, que presentan un fenómeno parecido a la cohesión. Esta agua de retención no pueden desplazarse por gravedad. No se captan mediante los sistemas de drenaje. b) El agua retenida por fuerzas capilares. Se encuentra en los canalillos que dejan entre sí las partículas del terreno, llamados conductos capilares. Se mantiene en ellos por las fuerzas de la capilaridad. El agua en los capilares continuos proviene del agua de gravedad, (agua de la zona saturada, en el interior del terreno), estando sostenida por ella y siendo la aportación permanente mientras haya agua en el acuífero. El agua en ese estado se llama capilar continuo o sostenido. Ese tipo de agua acompaña a la
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fuente de alimentación, (agua de gravedad), en sus fluctuaciones. Cuando un terreno recibe una aportación exterior de agua (lluvia o nieve), se produce una saturación de los huecos en las capas superiores, y el agua desciende por gravedad. Al cesar la aportación, transcurrido un cierto tiempo, desaparece el estado de saturación pero parte del agua queda retenida en el terreno por fuerzas capilares; la distribución es irregular y por ello se le da el nombre de agua capilar aislada o suspendida . Esta es el agua que las plantas aprovechan por succión en sus raíces. c) El agua no retenida por el suelo: es la que tras una aportación de agua meteórica1 se introduce y desciende en el terreno, sometida fundamentalmente a la acción de la gravedad y alcanza un fondo impermeable o una zona ya saturada, y satura a su vez la zona suprayacente; por eso se le llama agua de gravitación o de saturación; satura todo el terreno, llenando todos los huecos, poros, intersticios o fisuras. Sigue la ley de la gravedad y transmite la presión hidrostática. Este tipo de agua puede circular por el terreno y puede captarse por métodos de drenaje y además arrastrar al agua capilar continua. También es importante, en este contexto, la noción de nivel freático o nivel piezométrico, la cual se define como el lugar geométrico de los niveles que alcanza la superficie del agua en pozos de observación en libre comunicación con los vacíos del suelo in situ. También se define como lugar geométrico donde la tensión del agua es nula respecto a la atmosférica. En la figura Nº se esquematizan las diferentes zonas de saturación, y el hecho de que el N.F. (nivel freático) tienda a mantenerse bastante paralelo al nivel topográfico.
Si se introducen en el suelo tubos agujereados de observación, el nivel alcanzado por el agua estática corresponderá al nivel del agua en el suelo, o sea, se obtendrá el nivel freático, por debajo del cual el suelo y la roca están sumergidos y, por encima del cual el agua se puede elevar por capilaridad. El nivel freático puede alimentar un lago o río, o puede ser alumbrado 136
por él, según su situación en valles o en cumbres. En la figura 2.2 se resumen esos dos casos: a) nivel freático alimentando un lago o río (zona húmeda); y b) nivel freático alimentado por un río (zona árida).
7.4. CONTENIDO DE AGUA Y DENSIDAD APARENTE La cantidad de agua en el suelo es descrita como contenido de agua. Este puede descrito como masa o volumen. El contenido de agua es la masa de agua perdida de una muestra de suelo cuando es secada a 105º C y dividida por la masa de suelo seco. Esta definición es útil para determinar el contenido de agua del suelo en el laboratorio, pero no es particularmente útil por describir la cantidad de agua del suelo en el campo. Allí, el volumen de agua es más útil. Esto es el volumen de agua contenido en un volumen de unidad de suelo. Si m es la masa de agua y V es el volumen de agua, entonces: V = m * Dap/Dagua
(1)
Donde: Dap es la densidad aparente y Dagua la densidad del agua2. Puede pensarse de V como una fracción de volumen de suelo sobre agua. La fracción para sólidos (Fs) se puede calcular desde la densidad aparente: Fs = Dap/Dr
(2)
Donde Dr es la densidad real de los sólidos del suelo3. Recuérdese que cuando el suelo se satura completamente con agua, su contenido de agua a saturación es Vs, se puede calcular de la densidad aparente como: Vs = 1 – Fs = 1 - Dap/Dr
(3)
2
. La densidad aparente del suelo es la masa del suelo dividida por el volumen de suelo. La densidad del agua es 1 Mg/m³. En suelos minerales la densidad aparente tiene valores entre 1.1 y 1.7 Mg/m³. El contenido de agua v olumétrico es por consiguiente más grande que la masa de agua. 3 . Típicamente tiene un valor alrededor de 2,65 Mg/m³. El total de espacio poroso en el suelo es 1 – Fs.
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7.5. POTENCIAL DEL AGUA EN EL SUELO Toda agua presente en el suelo no está igualmente disponible para las plantas, microbios e insectos. Una medida de disponibilidad es el potencial de agua. Potencial de agua es la energía potencial por unidad de masa de agua del agua. De otra parte, el agua en el suelo es retenida por fuerzas de adhesión a la matriz de suelo, está sujeta a la atracción gravitacional y contiene solutos que disminuyen su energía comparada con la energía de agua pura. Organismos vivientes deben entregar energía para extraer agua del suelo. El potencial del agua es una medida de energía por unidad masa de agua que es requerida para extraer una cantidad infinitesimal de agua del suelo y referirla a agua pura. Porque se requiere, normalmente, energía para extraer agua, el potencial de agua es, usualmente, una cifra negativa4. Muchos factores tienen influencia en potencial de agua, el más importante, en un contexto biológico, es el potencial matricial. Aumenta debido a la atracción de la matriz del suelo por agua, y es, por consiguiente, fuertemente dependiente en las propiedades de la matriz y la cantidad de agua en la matriz. La Figura se muestra curvas típicas de retención de humedad o características de la humedad para arena, limo y arcilla. Las arcillas, debido a sus poros más pequeños y mayor superficie de sus partículas tienen un menor potencial de agua a igual contenido de humedad que los limos y arenas. 0.4
arcilla limo
) g 0.3 k / g k ( d a d e m u 0.2 h e d o d i n e t n 0.1 o C
arena
0 -2000
-1800
-1600
-1400
-1200
-1000
-800
-600
-400
-200
0
Potencial matricial (J/kg)
4
. La energía potencial por unidad masa, la unidad del potencial de agua es J/kg. Energía por unidad de volumen es J/m³, o N/m² o Pa. Se prefiere J/kg, pero es frecuente observar potencial de agua como kPa o MPa. Un J/kg es numéricamente igual a un kPa.
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Las curvas de retención de humedad mostradas en Figura anterior son lineales cuando el logaritmo del potencial de agua se traza como una función del contenido de agua. La ecuación que describe estas curvas es: Pm = Pe * (V /Vs) ^-b
(4)
Donde Pm es potencial matricial, V es contenido de volumétrico y Pe es potencial de entrada del aire del suelo y b es una constante. El potencial de entrada del aire y contenido de agua a saturación son a veces combinadas en una sólo constante a, dando: Pm = a * V ^-b
(5)
a = Pe * Vs ^b El potencial de entrada del aire y valor b dependen de la textura y estructura del suelo. La textura se puede especificar usando el nombre de una clase de textura, tal como franco limoso o areno limoso, como fracción de arena, limo y arcilla, o como el diámetro de la partícula y una desviación estándar del diámetro de la partícula. El último es el más utilizado para determinar propiedades hidráulicas. Se usa la densidad aparente o espacio poroso total como una medida de estructura del suelo. Shiozawa y Campbell (1991) dan las relaciones siguientes por convertir medidas de fracciones de limo y arcilla a diámetros geométricos de partículas y desviación estándar: Dg = 316 * exp(-3.454*mt - 7.712*my) (6) Deg = exp [√ 11.92*(mt-mt^2) + 59.47(my-my^2) - 53.27*mt*my] Donde: mt y my, son las fracciones de limo y arcilla de la muestra, Dg es el diámetro geométrico de la partícula en μm y Deg es la desviación estándar geométrica. La relación entre propiedades hidráulicas y la textura y estructura del suelo es bastante incierta, aunque algo se haya investigado en esta área. Las siguientes son ecuaciones derivas parciales teóricas y parcialmente empíricas de una serie de datos. La dependencia del potencial de entrada del aire sobre la textura y densidad aparente puede ser calculada de: Pe = (-5/√Dg*[2*(1- (Dap/Dr))]^-b = (-5/√Dg)*(2*Vs)^-b
(7)
139
Donde: Vs, proviene de la ecuación 3 y Dg de la ecuación 6 El exponente b puede ser estimado de: b= (10/√Dg)+0.2*Deg
(8)
7.6. CONDUCTIVIDAD HIDRÁULICA, DENSIDAD APARENTE Y CONTENIDO DE AGUA El agua se mueve de un punto a otro en el suelo y desde el suelo a la planta como un resultado de diferencia de potencial de agua o gradiente hidráulico. El flujo de agua o masa por unidad de tiempo y área, se calcula usando la ecuación de Darcy: Jw = -k * (dΨ/dz)
(9)
Donde: k es la conductividad hidráulica del suelo5. Según la teoría capilar se puede demostrar que el producto de la conductividad hidráulica de un capilar y el cuadrado del potencial de entrada de aire, es una constante (Campbell, 1985). De medidas conductividad hidráulica a saturación y potencial de entrada de aire en muestras de suelo la constante es aproximadamente 2.5 x 10^-4 kg m^-1 s^-1. Combinando esta relación con ecuación 7 se obtiene: Ks6= 2.5 x 10^-4)/Pe^2 = 10^-5*Dg*[2*(1- (Dap/Dr))]^m = 10^-5*Dg*(2*Vs)^m (10)
Donde m = 2b+3. La conductividad no saturada del suelo depende de su contenido de agua. De nuevo, una relación derivada de teoría capilar da: K(Ө)=ks *( Ө / Ө s)^m
(11)
5
. La conductividad hidráulica es mayor cuando el suelo es saturado con agua y disminuye rápidamente (en varios ordenes de magnitud) cuando es desaturado. Se designa conductividad saturada por el símbolo ks y se calcula su valor desde textura y densidad aparente. Se calcula el valor de k entonces del contenido de humedad del suelo. 6 . Valores de ks, calculados usando ecuación 10, provienen para cada clase de textura.
140
7.7. CAPACIDAD DEL CAMPO Y PUNTO MARCHITEZ PERMANENTE El agua se mueve rápidamente a través del suelo a altos contenidos de agua, principalmente debido al descenso gravitacional y la alta conductividad hidráulica del suelo cercano a saturación. Como aguas drenadas del suelo, sin embargo, la conductividad hidráulica decrece rápidamente y su velocidad es lenta. El movimiento descendente del agua bajo la influencia de la gravedad se vuelve muy pequeño a potenciales de agua entre -10 y -33 J/kg. Agua a potenciales menores se mantiene en estos valores dentro de la zona de raíces y está disponible para la planta. Al contenido de agua cuando el potencial matricial está entre -10 y -33 J/kg (-10 para arenas; -33 para arcillas) se denomina capacidad de campo o límite superior de drenaje. Esta es el agua que esperaría encontrarse si un perfil de suelo fue mojado por una lluvia intensa o por riego, cubriendo y permitiendo esta situación por dos o tres días. En otras palabras, es el contenido de agua que se esperaría encontrar en un campo luego de agregar agua. Valores de contenido de agua a -33 J/Kg se calculan usando la ecuación 5.4 para cada una de las texturas, asumiendo θs = 0.5, y se muestra en Tabla 5.l. Nótese que las arenas tienen un bajo valor porcentual a Capacidad de Campo, en cambio, suelos de textura fina tienen contenidos de agua sobre 0.3 m³/m³. Sin embargo, todos los valores a capacidad de campo están bajo saturación. Valores mostrados en el cuadro no son valores típicos que se podrían encontrar en el campo porque la densidad aparente tiende a ser dependiente de la textura. Arenas tienden a tener densidades aparentes altas (1.6 Mg/m³) mientras que texturas más finas tienen densidades aparentes más bajas. En el otro extremo del rango, agua retenida a muy bajos potenciales es poco disponible para las plantas. El contenido de agua asociado a potenciales de -1500 J/Kg es llamado contenido de agua a punto de marchitez permanente. Marchitez permanente no significa que la planta muera por potenciales del agua en este rango. Significa que la planta no se recupera de marchitez a menos que se aplique agua. Existen algunas especies que pueden extraer agua del suelo a potenciales menores a -1500 J/kg y esa rápida extracción de agua del suelo producirá una no disponibilidad a plantas que retienen a potenciales sobre -1500 J/kg. El valor, sin embargo, proporciona un límite bajo aproximado del contenido de agua del suelo de plantas que extraen agua. Se muestran valores de θpmp para θs = 0.5. Agua disponible
141
para la planta se define como el agua disponible retenida en el suelo entre capacidad de campo y punto de marchitez permanente. Los valores son bajo para texturas gruesas, pero tienden a ser realmente uniformes para otras texturas, aunque la capacidad del campo y punto de marchitez permanente varían ampliamente. 7.8. PROPIEDADES HIDRÁULICAS DE LOS SUELOS Los contenidos de agua a -33 y -1500 J/kg (1/3 y 15 bares) a menudo son disponibles de un análisis de suelos. Si se conocen, podemos encontrar a y b de la ecuación (5). Aplicando logaritmos en ambos lados de la ecuación (5) se obtiene lnΨm = lna - b*lnθ. Sustituyendo Ψcc = 33 y Ψpmp = 1500, y sus correspondientes contenidos de agua7 se obtienen dos ecuaciones que pueden resolverse simultáneamente para obtener parámetros a y b. b= (ln1500 – ln33) / (ln cc - ln pmp) (12) a = exp(ln33+b*ln cc) (13)
Debe asegurarse que los valores de θcc y θpmp sean contenidos de agua volumétricos. Muchos datos de laboratorio son porcentuales porque se calculan usando método gravimétrico (secado al horno). Si estos contenidos de humedad son porcentuales, se convierten a volumétricos multiplicándolos por densidad aparente, ecuación (1), antes de utilizarlos para calcular a y b. A veces se dispone de una estimación del contenido de agua disponible en el suelo. En este caso se puede estimar b con suficiente precisión encontrando un valor para a. Se considera el contenido de agua disponible en el suelo como θdisp = θcc - θpmp. a= [ disp / (Ψcc^-(1-b) -
Ψpmp^ -(1-b))]
^ b (14)
Si no se dispone de información para el valor b, se asume un valor de 5. Esto da a = 637 θprom5. Conociendo el valor para a y b, se usa ecuación (5) para encontrar θcc y θpmp. Una estimación del contenido de agua del suelo seco al aire es requerido en modelos de evaporación de agua de la superficie del suelo, se estima desde: seco = pmp / 3
7
(15)
. Usar números positivos para logaritmos, no p uede calcular el logaritmo de un número negativo.
142
CAPITULO VIII EL BALANCE HIDRICO Y EL CONTENIDO DE AGUA EN EL SUELO
8.1. UNA APROXIMACIÓN AL BALANCE HÍDRICO Este concepto de balance hidrológico está siempre relacionado con el ciclo hidrológico, en donde se tiene en cuenta la distribución y el movimiento del agua, bajo y sobre la superficie del suelo. Dada la complejidad del tema y conociendo que esas relaciones ocurren simultáneamente, es muy difícil realizar un análisis que incluya todos los factores. Tradicionalmente el análisis se realiza considerando pares de componentes y luego se inte gran todos, por lo general utilizando modelos de simulación. Siguiendo lo tradicional se hará un análisis de las relaciones: agua-suelo, suelo-planta, suelo-atmósfera, agua-planta y plantaatmósfera. A manera de ejemplo y para iniciar la discusión, se analizará la ecuación básica del balance hídrico en el complejo suelo-cobertura: Entradas = Salidas ± Cambios de almacenamiento O su equivalente: (1)
En la cual las entradas al complejo están representadas por la precipitación, P. Las salidas están integradas por la escorrentía, Q, y la evapotranspiración, Et. Los cambios de almacenamiento se representan por ΔAlm. Puede notarse que todas las salidas dependen de factores y variables relacionadas con el suelo, la atmósfera y las plantas. La escorrentía depende de factores fisiográficos relacionados con suelos y plantas. La evapotranspiración depende de las plantas, el suelo, el clima y la disponibilidad de agua. Finalmente, la cantidad y cambios de almacenamiento, dependerán de las características de retención de humedad de los suelo.
143
La cantidad de agua disponible depende del balance de humedad natural entre un período definido y está ligado con los diferentes factores principalmente precipitación, evapotranspiración potencial y capacidad de almacenamiento de agua en el suelo. Este proceso se realiza con la finalidad de establecer los déficits o excesos de agua natural. La precipitación se considera el elemento que proporciona la humedad del suelo que la vegetación necesita para su desarrollo vegetativo representado por la evapotranspiración potencial que mide la fuerza evaporante de la atmósfera; por lo que el agua que cae al suelo es consumido por las plantas, si hay exceso, varía la reserva de agua hasta el límite de su capacidad de almacenamiento (Capacidad de campo), por lo que si es mayor que cero (0), constituye un excedente de agua. Este balance constituye un proceso global que gobierna el ciclo hidrológico y que en su concepción más simple está representado por la siguiente ecuación: 2
144
Bajo estas consideraciones, el escurrimiento superficial está dado por el valor del escurrimiento superficial se ha estimado de acuerdo al Inventario y Evaluación Nacional de Aguas Superficiales 1980 elaborado por la ONERN, estas dos zonas de vida tienen los mismos coeficientes teóricos de escurrimiento de 0.32, 0.39 y 0.36, correspondientes al mínimo, máximo y medio anual respectivamente. Así mismo estos coeficientes para su aplicación, tiene un factor de corrección regional de 0.69. Entonces el escurrimiento promedio anual para una zona sería: E = 0.36 x 0.69 x 50 = 12.4 mm/año; es decir E = 12.4 mm/año.
Por su parte, la infiltración es quizás el elemento más incierto para determinar, sea por que se trata de una zona árida, por que llueve escasamente y prácticamente solo en los tres primeros meses del año. Este valor se ha estimado teniendo en cuenta que generalmente los valores de la infiltración representa un % de la precipitación, que podría oscilar entre 10% y el 15 %. Con la aplicación de los valores de los elementos estimados anteriormente se ha obtenido el Balance Hidrológico, en donde la zona con tierras áridas que solamente reciben una pequeñísima parte del total de lluvias, contribuyendo a una menor pérdida por evapotranspiración; por lo que esta zona permanece más o menos inactiva en el balance hídrico; es decir que esta zona, para periodos largos no regula las vertientes, no conserva los suelos y no estabiliza las tasas de infiltración; siendo esta última reducida, por lo que la ecuación del balance queda como la siguiente expresión:
P = ( E + ETR + I ); 50.0 = 12.4 + 780.6 + 6.0
Como puede observarse, los valores estimados de los elementos del balance permiten concluir que hay un desequilibrio hídrico, existiendo un déficit de humedad promedio anual del orden de 749.0 mm. 8.2. ESTIMACION DEL CONTENIDO DE AGUA EN EL SUELO Se han ideado diferentes métodos para medir o estimar el contenido de humedad de un suelo, tratando de sustituir el procedimiento de secar la muestra en una estufa. El éxito obtenido ha sido variable, presentándose generalmente ciertas dificultades que limitan el uso práctico de los
145
diversos métodos empleados. Entre los métodos más comunes se pueden mencionar el del tensiómetro, el del block de Bouyoucos, el del neutrómetro y el método gravimétrico. a) Método del tensiómetro .- Un tensiómetro está formado por una cápsula de cerámica y
un vacuómetro, ambos conectados por un tubo, de tal modo que el sistema se puede llenar completamente de agua. Cuando el tensiómetro se entierra en el suelo, la cápsula porosa permite el libre paso del agua; a medida que ésta sale del tubo, a causa de la succión o de la tensión de agua del suelo, el vacío del interior del tubo es registrado en el vacuómetro. Por el contrario, un aumento de la humedad del suelo hace que la tensión del agua disminuya, con lo que el agua fluye hacia adentro del tubo y el vacuómetro registra una disminución de la tensión. El tensiómetro registra las fluctuaciones de tensión hasta 0,7 - 0,8 atmósfera. En el caso de una tensión mayor el aire penetra en el tubo a través de los poros de la cápsula de cerámica y las mediciones pierden precisión. Debido a lo limitado de su campo de acción, el tensiómetro se emplea cuando las condiciones del suelo son relativamente húmedas o en cultivos altamente sensibles a déficit hídrico. b) Block de Bouyoucos.- Este sistema se basa en las variaciones que experimenta la
resistencia eléctrica de bloques de yeso cuando varía su contenido de humedad. Este bloque de yeso consta en su interior de dos eléctrodos separados a una distancia aproximada de 0.5 cm. La humedad del bloque tiende a equilibrase con la del suelo y, a medida que la humedad aumenta, hay una mayor solución de yeso y la resistencia entre los dos eléctrodos disminuye. La resistencia eléctrica es medida por un puente eléctrico el cual marca un mayor contenido de humedad a medida que la resistencia eléctrica disminuye. c) Método de neutrómetro.- Este método consiste en la emisión de neutrones a gran
velocidad desde una fuente radioactiva de Am y Be ubicada en el extremo de una sonda. Estos neutrones al chocar con el hidrógeno del agua pierden velocidad, de manera que estos pueden ser leídos por un contador que los registra, cosa que no se puede hacer con los neutrones más veloces. Cuando mayor es la humedad del suelo, mayor es el número de neutrones de baja velocidad que registra el contador. Algunas de las ventajas que presenta este método son: a) Gran precisión, siempre y cuando el neutrómetro este debidamente calibrado, b) Las lecturas pueden convertirse
146
inmediatamente en valores volumétricos, c) Puede medirse sucesivamente las variaciones de humedad en un mismo sitio. Algunas de las desventajas es que cada tipo de suelo requiere de una curva de calibración. Además, existen elementos diferentes al hidrógeno que absorben neutrones e influyen en la lectura, tales como el cloro, boro y hierro. d) Método gravimétrico.- Este es el método más antiguo y aún es el más usado para
medir la humedad del suelo. Consiste en extraer muestras de un suelo en terreno y, posteriormente, secadas en horno por un tiempo de 24 horas a 105°C. La diferencia de peso entre el suelo húmedo y el suelo seco da la cantidad de agua existente en la muestra. El contenido de humedad en % BPS se puede expresar mediante la siguiente relación: %BPS
(SH − SS ) = * 100 SS
(3)
Donde: SH = Peso del suelo húmedo, en gramos. SS = Peso del suelo seco, en gramos. Existe el inconveniente de que tales muestras no suelen ser representativas de zonas relativamente amplias y, además, es necesario que todas las operaciones de transferencias de la muestra a cápsula herméticas y el pesado de éstas se haga de la manera más rápida posible, para prevenir pérdidas de humedad. Debido a que éste es el único método directo de medir la humedad del suelo, con frecuencia se le emplea para calibrar los otros métodos de medición de humedad. 8.3. EVAPOTRANSPIRACIÓN Y SU CÁLCULO El seguimiento de la evapotranspiración tiene importantes implicaciones en la modelización global y regional del clima y del ciclo hidrológico, así como para asesorar sobre el estrés medioambiental que afecta los ecosistemas agrícolas y naturales (Kustas y Norman, 1996). La concentración atmosférica de gases causantes del efecto invernadero y de otros elementos climáticos como la precipitación, la nubosidad, la humedad y la distribución de los vientos también afectarán a la temperatura. Uno de los procesos que pueden verse afectados con estos cambios es la evapotranspiración, que a su vez juega un papel clave en el balance hidrológico. Un incremento de la evapotranspiración en una determinada región mientras que la precipitación se mantiene constante o se ve reducida puede comportar un decremento en el
147
agua disponible para los sistemas naturales y agrícolas así como para suplir las necesidades humanas. Es por esto, que los métodos basados en la medida del balance hídrico y, entre ellos el cálculo de la evapotranspiración, han sido ampliamente usados para estimar los efectos del cambio climático (McKenney y Rosenberg, 1993). Así mismo, la evapotranspiración también ha sido muy usada en las ciencias agroforestales para estimar las necesidades hídricas de los cultivos (Delegido et al., 1991). Actualmente, la Teledetección es la única tecnología capaz de proporcionar las medidas radiométricas necesarias para el cálculo de la evapotranspiración de una manera global y económicamente factible (Kustas y Norman, 1996). La evaporación representa la cantidad de agua, que por el proceso físico de vaporización, se transfiere a la atmósfera proveniente del suelo. En un suelo con vegetación existe, además, una aportación de agua a la atmósfera por parte de la transpiración de las plantas, principalmente a través de los estomas. Ambos fenómenos, evaporación y transpiración, se dan al mismo tiempo en la naturaleza y, es por esto, que se usa el término de evapotranspiración para describir el proceso total de transferencia de agua a la atmósfera desde suelos con vegetación (Delegido et al., 1991). La evapotranspiración constituye un importante elemento que enlaza el ciclo hidrológico y el balance de energía superficial, permitiendo a partir de la transferencia de masa y energía mantener unos niveles energéticos e hídricos adecuados en el sistema tierra-atmósfera (Sánchez y Chuvieco, 2000). La evapotranspiración depende de dos tipos de factores: los climáticos y los intrínsecos a la superficie del objeto. Los factores climáticos son la radiación global, la velocidad del viento, la temperatura del aire y la humedad del aire. Los principales factores locales son el albedo, la emisividad de la superficie, la rugosidad del suelo, el tipo de planta, el tipo de suelo y el contenido de agua en el suelo (Delegido et al., 1991). a) Métodos basados en fórmulas empíricas
La estimación de la evapotranspiración potencial utilizando formulaciones empíricas depende de la fuente de datos disponible y del ajuste del método a las condiciones locales. En general, las formulaciones se clasifican en: basadas en temperaturas y basadas en radiación. Dentro de las primeras se encuentran las ecuaciones de Thornthwaite y de Hargreaves como aquellas más utilizadas. La única justificación para utilizar estas fórmulas en el cálculo de la evapotranspiración es el requerimiento mínimo de datos y el paso de tiempo mínimo recomendado es un mes.
148
Los cálculos de Thornthwaite se basan en determinar la evapotranspiración en función de la latitud (representativa de la extensión de horas-sol por día) y la temperatura media. La relación entre temperatura media mensual y el potencial de evapotranspiración está dada por la relación: Fó r m u l a d e T h o r n t h w a i t e .-
(4)
Donde: Em es la evapotranspiración mensual en mm, para un mes ficticio de 30 días y
una insolación teórica durante 12 de las 24 horas del día, T es la temperatura media mensual en ºC para el mes considerado, I es el índice calórico anual obtenido como la suma de índices mensuales. y el exponente a es una función del índice calórico anual I ;
a = 675x10 −9 I3 − 771x10 −7 I2 +1792x10−5 I + 0.49239 .
De esta forma se obtiene la evapotranspiración sin corregir. En coordenadas logarítmicas, las curvas representativas de esta ecuación son rectas correspondientes a lugares y climas diferentes. La experiencia muestra que estas rectas concurren en el punto de coordenadas (135 mm, 26.5ºC). Por dicha razón, la evapotranspiración sin corregir para los meses con valores de temperaturas medias superiores a 26.5 ºC se toman de la siguiente tabla sin realizar el cálculo previo.
El valor de evapotranspiración sin ajustar se corrige con un coeficiente de ajuste que tiene en cuenta la duración real del mes y el número máximo de horas de sol según la latitud del lugar, 149
(5)
siendo m el número de días del mes, N la heliofanía astronómica expresada en horas (horas =rad/2p 24), φ la latitud, δ la declinación solar y J es el número juliano de días. De esta manera, la evapotranspiración potencial mensual se calcula multiplicando el coeficiente de corrección mensual hallado por la evapotranspiración sin corregir. (6)
Fó r m u l a
de
H a r g r e a v e s .-
La ecuación propuesta por Hargreaves mejora la
estimación de la evapotranspiración debido a que involucra indirectamente un término de radiación solar (S 0 ) (7)
Donde S0 es la radiación global incidente al tope de la atmósfera en la ubicación geográfica dada expresada como altura de agua equivalente en mm/día y calculada en función del ángulo de hora solar ws (en radianes), la latitud f , la declinación solar d y la distancia relativa entre la tierra y el sol, T es la temperatura media en ºC , y ∆T es la diferencia entre la temperatura mensual máxima media y la temperatura mensual mínima media. La ecuación de Priestley-Taylor (3.55) es utilizada como aproximación para el cálculo de evapotranspiración considerando: Fó r m u l a
de
Turc.-
(8)
150
Donde el coeficiente β varía entre valores de 1.26 para zonas húmedas (humedad relativa > 60%) y 1.74 para zonas áridas (humedad relativa < 60%). Los datos necesarios para calcular la evapotranspiración son albedo, heliofanía efectiva mensual, humedad relativa, presión atmosférica y velocidad del viento. Frente a la dificultad de contar con la información requerida por la formulación de Priestley-Taylor, Turc propone una relación empírica en términos de temperatura y radiación de la forma:
(9)
en mm/día, para Hr>50%,
(10)
donde T es la temperatura promedio de ºC , Sn es la radiación solar neta expresada en mm/día y Hr es la humedad relativa. Método del Evaporímetro de Cubeta Según FAO.- Propuesto por la Organización para la Agricultura y Alimentación (FAO) de las Naciones Unidas, en la publicación N°24 “ Las Necesidades de Agua de los Cultivos”. Este método permite evaluar los efectos integrados de la radiación, el viento, temperatura y humedad, en la evaporación de una superficie libre de agua; siendo su expresión la siguiente:
(11)
La Epan, se ha estimado teniendo en cuenta, el estudio de la ONERN 1984, tal como se presenta en el Cuadro siguiente y Figura correspondiente:
151
Teniendo en cuenta la altitud de una zona de estudio de 2500 msnm y aplicando la ecuación de regresión lineal de tipo Polinomial de segundo grado se ha obtenido una evaporación media anual de 2018 mm. El valor de Kp, se obtuvo de la referencia FAO 24. Este valor está en función de la velocidad del viento que para la zona es de 2.75 m/s y de la humedad relativa, correspondiéndole un valor medio anual de 48 %. Con estos valores se obtiene un Kp = 0.60 Entonces la evado-transpiración potencial es: ETP = 0.60 x 2018 = 1210.8 mm/año
152
La evado-transpiración real es igual a : ETR = Kc x ETP, donde el Kc, es un factor de cultivo o de cobertura vegetal sobre la cuenca y su valor puede oscilar entre 0.65, para zonas desnudas, y 1.0 para zonas completamente cubiertas de vegetales. En este caso, la zona tiene una cobertura vegetal muy raleada y escasa, por lo que Kc = 0.70. La Evapotranspiración Real por el método del tanque tipo A es: ETR = 0.70 x 1210.8 = 847.6 mm/año. Por otro lado la zona de estudio tiene una temperatura media anual de 17.3 °C (Temperatura supuesta); y de acuerdo al criterio de Holdridge, la ETP se calcula de la siguiente manera: ETP = 58.93 x Temperatura media anual °C ETP = 58.93 x 17.3 = 1019.5mm/año Evapotranspiración Real Según Holdridge, que partiendo de: ETR = 0.70 x 1019.5 = 713.6 mm/año. Se calcula que el valor de la ETR es el promedio de los valores encontrados anteriormente: ETR = 780.6 mm/año.
153
CAPITULO IX RELACIONES PLANTA-AGUA 9.1. ASPECTOS GENERALES El agua es el más importante factor de crecimiento de las plantas. Un suelo fértil con buena temperatura, pero seco, no puede produce nada. De la misma manera un suelo con mucho agua no permite un normal desarrollo de las plantas. En esta sección se tratarán los temas de a) agua y crecimiento, b) déficit de agua, c) excesos de agua, d) calidad del agua y d) evapotranspiración real. a) Agua y crecimiento
El crecimiento potencial de las plantas sólo puede ocurrir cuando la humedad del suelo sea suficiente. El estudio de la relación agua – crecimiento es de suma importancia en la planificación de la agricultura de secano y en el diseño de riego y drenaje. La respuesta de las plantas al contenido de humedad dependerá de los potenciales de agua del suelo; de esa manera, al mismo contenido de humedad, en un suelo arenoso hay mejores condiciones que en un suelo arcilloso. Aún cuando, este tema es ampliamente cubierto en la literatura especializada, en especial en los textos de riego. Con la introducción del concepto de “agricultura con precisión” (precission farming) el tema se ha sido objeto de muchos estudios. De la misma manera que con la temperatura, existe un óptimo de humedad para el desarrollo de las plantas. La figura 5.1.1 muestra la respuesta del maíz y la papa a diferentes tensiones, indicando que existe un punto óptimo alrededor de la capacidad de campo (0.33 atmósferas) y que a –4.9 atm. Los rendimientos se reducen en un 50%. En el caso de la papa, a una tensión de –2.5 atm. Los rendimientos se reducen a 50 %, indicando las diferencias de respuesta de diversos cultivos.
154
b) Deficit de agua.
Lo expuesto en el tema anterior indica que los déficits de agua limitan el crecimiento de las planta y por lo tanto es necesario definirlos para poder planificar el uso de la tierra y para la operación de sistemas de riego. Sin embargo, en la práctica, las deficiencias de agua no ocurren todo el tiempo y por lo tanto es necesario hacer estimaciones, tomando en consideración el uso de agua por las plantas y el contenido de humedad de los suelos. En el caso de operación de sistemas de riego se puede determinar la humedad del suelo con una metodología idónea y tomar las decisiones pertinentes. En el caso de planificación, los déficits son estimados mediante la utilización de balances hídricos diarios o con modelos de simulación. Para ello es necesario conocer las características de humedad de los suelos y el clima. En el modelo EPIC se cuantifican las deficiencias mediante un factor de stress hídrico, el cual es calculado diariamente como:
(1)
en donde WS es el factor de stress hídrico, u es el uso de agua del estrato l y Ep es el uso potencial de agua en el día i . El numerador del lado derecho de la ecuación representa el uso de agua de todos los estratos (de l=1 hasta M). WS varía entre 0 y 1. c) Excesos de agua
El exceso de agua en el suelo tiene efectos negativos para el crecimiento de los cultivos. Entre los efectos negativos se pueden mencionar: a) disminución de la aireación del suelo, b) disminución de la temperatura del suelo, c) reacciones químicas en el suelo. De todos ellos la disminución de la aireación del suelo es la más importante. En la práctica es difícil determinar por separado cada uno de los efectos y por tal motivo, el conocimiento actual de la influencia de los excesos de agua sobre el crecimiento de los cultivos se hace de manera global basado en el tiempo de duración de los excesos de agua. Por lo general no se hace distinción entre la inundación y el exceso de humedad. Durante una inundación el suelo está totalmente cubierto de agua y por lo tanto el intercambio gaseoso entre la atmósfera y el suelo se interrumpe y la aireación tiende a cero. Luego del
155
cese de la inundación el suelo tarda algún tiempo en drenar el exceso de agua. En el caso de excesos de agua sin inundación, el efecto principal es una limitación del contenido de aire de los suelos: este es el caso de niveles freáticos altos y de humedad alta en lugares de clima húmedo. 9.2. INTERACCIONES DEL AGUA XILEMATICA Y CRITERIOS DEL RIEGO Toda práctica del riego puede explicarse por las relaciones hídricas de la planta o por aspectos de la operación e implementación del mismo. El objetivo de este trabajo consiste en explicar algunas variaciones en los actuales criterios del manejo del riego que se asocian directamente con las relaciones hídricas de la planta, tema que corresponde a la fisiología vegetal, pero que deben orientar a toda aplicación de la ingeniería del riego. Turner (1997), revisó la literatura más destacada sobre las relaciones hídricas de las plantas en los últimos diez años y destacó los avances más significativos. Igualmente Kramer y Boyer (1995), presentaron un tratado sobre las relaciones hídricas de las plantas y suelos, donde resaltan los avances más importantes en el desarrollo de las relaciones hídricas hasta la fecha. Por otra parte, Stewart y Nielsen (1990), hacen una extensa revisión del riego en la producción agrícola, donde se hacen interesantes cuestionamientos a los modelos clásicos del manejo del riego, especialmente a los conceptos de punto de marchitez permanente y capacidad de campo. a) La estructura del sistema suelo-planta-atmósfera
El sistema suelo-planta-atmósfera es un multicomponente conformado por sólidos inertes y reactivos, solutos, gases y agua y, por qué no, sustancias orgánicas. Cada subsistema tiene sus propias características, donde sus componentes se estructuran diferente, así, los sólidos inertes y reactivos tipifican el suelo; los materiales orgánicos caracterizan las plantas y los gases a la atmósfera, no sin considerar que algunos de sus componentes se encuentran en las interacciones que pueden darse entre los subsistemas. Pero definitivamente, es el agua el elemento que comparten los tres subsistemas en una forma continua, aunque con efectos diferenciales, posiblemente por las extraordinarias propiedades que exhibe el agua. Cuando Crafts (1968), describe el agua en el cuerpo de la planta presenta las dos vías por las cuales se mueve el agua. La vía simplástica como aquella asociada a las células vivas donde el agua se mueve atravesando las paredes y el citoplasma celulares, con un consumo de energía
156
metabólica pues requiere del proceso osmótico. Por otro lado, está la vía apoplástica que se relaciona con las paredes celulares y con los tejidos muertos del xilema y en general, no requiere energía metabólica para su movimiento, y hace uso del gradiente energético generado entre el suelo y la atmósfera. Igualmente Crafts (1968), presenta el concepto del agua en planta como un c o n t i n u m , donde el agua se encuentra empaquetada dentro de las películas de la interfase aire-agua que se presenta por los millones de meniscos de las paredes intercelulares o metido dentro del apoplasto. Este concepto establece que, en las condiciones en las cuales se desarrolla el c o n t i n u m , éste puede ser halado y sometido a fuerzas de tensión. Los conceptos de vía apoplástica y c o n t i n u m xilemático parecen ser complementarios al concepto desarrollado por Philip (1968) sobre el SPAC (sistema suelo-plantaatmósferac o n t i n u m ).
b) Estomas y el continum xilemático
El agua se mueve como respuesta a un diferencial de potencial de agua entre el suelo húmedo y la atmósfera seca dando origen a la transpiración, Turner (1997). Pues bien, del agua que es transportada por el xilema, una fracción es utilizada por las células vivas vía simplástica a través de los toros (pequeños agujeros que tiene el conducto xilemático), y otra alcanza las cavidades subestomáticas de las hojas en forma líquida, para ser transferida a la atmósfera en forma de vapor cuando los estomas están abiertos. Los estomas son estructuras fotosensibles que sólo se abren por determinadas longitudes de onda: las plantas C4 y C3 se abren de día y se cierran de noche y las tipo CAM se abren de noche y se cierran de día. Sin embargo, se conocen dos estímulos que sirven como relevo de la apertura o cierre total o parcial de los estomas. La concentración alta de CO2 puede cerrar los estomas y por el contrario bajas concentraciones de CO2 pueden inducir su apertura, Davis (1995), All et al (1998). Debe entenderse que para ambos casos, el mayor o menor grado del cierre estomatal (el cual se mide como una conductividad hidráulica) es directamente proporcional a la concentración. El segundo estímulo es el ácido abscísico, una hormona que produce el cierre de los estomas. Al parecer la producción de ABA ocurre cuando altas tasas de transpiración (bajos potenciales energéticos del agua en la atmósfera) y relativamente altos potenciales de agua en el suelo (suelo relativamente húmedo), lo que genera una alta tensión en el c o n t i n u m xilemático al nivel de las raíces o de las hojas, tensión ésta que induce entonces tal concentración, Davies (1995). Así mismo, debe tenerse en cuenta que el CO2 en el medio ambiente natural es una
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constante. Por lo cual sólo queda el ABA como relevo que puede ser de alguna manera controlado por el hombre. c) Potenciales energéticos del agua en el sistema
Begg y Turner (1976), presentan la formulación correspondiente para medir los potenciales energéticos en el suelo o en la planta donde el potencial hídrico total en un punto es el resultado de la suma de los potenciales matricial (ym) presión (yp) gravitacional (yg) y osmótico (yo), ecuación (25): (2)
De acuerdo a la condición específica del punto, dichos potenciales podrán tener o no un valor diferente de cero. Cuando se trata de medir el potencial total en la atmósfera se recurre a la Ley de Boyle y de Charles para definirlo según la ecuación (26), Baver et al (1973).
(3)
Donde yat, potencial atmosférico, R, constante universal de los gases, T, temperatura en grados kelvin, Vm volumen molar del agua y e, e0, son la presión del vapor actual y de saturación, respectivamente. Obsérvese que un suelo en ausencia de saturación su potencial hídrico(yt), de acuerdo con la ecuación (25) será negativo, esto es, es el suelo quien "hala" el agua. Por otra parte, a medida que el clima sea más caliente y seco, el potencial atmosférico (yat) será cada vez más negativo, por lo tanto será la atmósfera quien hala el agua de la cavidad subestomatal. Es así como, el c o n t i n u m xilemático es sometido a una fuerte tensión por las fuerzas contrarias que "tiran" de él. Bajo esta situación de tensión se generan tanto condiciones favorables como desfavorables para la producción de cultivos, de acuerdo con el metabolismo particular de cada especie vegetal. En general, cuando las condiciones edáficas y climáticas favorecen una alta tensión en el c o n t i n u m xilemático, se inducirá la producción de ABA con el consecuente cierre de los estomas, total o parcialmente (disminución de la conductividad estomatal), pero de todas maneras disminuyendo la fotosíntesis, Davis (1995), y por ende la producción de cultivos.
158
Pero cuando las condiciones son extremas, que la tensión supera las fuerzas de cohesión, el c o n t i n u m se romperá, permitiendo la entrada de oxígeno al conducto e interrumpiendo el flujo (embolia)que de sostenerse durante mucho tiempo llevará a la muerte de las plantas. Esto tradicionalmente se llama marchitez permanente (PMP), pero nada tiene que ver con el concepto aquí presentado, por lo cual es preferible denominarlo "ruptura capilar" para comprometerlo como una respuesta física y no fisiológica como lo pretende el PMP, Restrepo (1998 y 1995) apoyado en Salysbury y Ross (1994). Cuando la tensión es intermedia, esto es, cuando está sometido a la tensión fisiológicamente adecuada (tensión crítica o sentida) se optimizará la producción. Kramer (1989), parece tener los suficientes argumentos para afirmar que los cultivos no obtienen su máxima producción cuando el potencial del suelo alcance su mayor valor (tradicionalmente conocido como capacidad de campo). La siguiente se muestra cómo la mayor producción de goma se obtiene fuera del valor de la succión del suelo a capacidad de campo. Esto es, no se obtiene la máxima producción cuando se mantiene el suelo al más alto potencial hídrico, por lo tanto, tampoco cuando se tiene la máxima evapotranspiración, como tradicionalmente se calcula para efectos del riego. Nótese que aquí los conceptos de capacidad de campo y punto de marchitez permanente, agua aprovechable, agua fácilmente aprovechable, no son necesarios para explicar el proceso hidráulico del movimiento del agua y de las relaciones hídricas dentro del sistema (se ha hecho sólo ocasionalmente para que el lector se familiarice con la conceptualización termodinámica).
El modelo presentado anteriormente se presenta gráficamente en la Figura siguiente, donde se muestra el comportamiento del potencial energético en el suelo, las raíces y las hojas en un suelo sometido a un secamiento progresivo, modelo que fue presentado por Begg y Turner
159
(1976)pero que ha sido reinterpretado con detalle por Restrepo (1998). De la figura 2 se resalta el hecho de que los potenciales en raíz y hoja son mínimos alrededor del medio día, cuando la humedad relativa es muy baja y la temperatura es muy alta. Se espera en esta situación que el esfuerzo tensil sea muy alto y las plantas muestran signos de marchitez y posiblemente ocurran embolias temporales. Obsérvese igualmente que a medida que disminuye el contenido de humedad en el suelo, también disminuye el potencial en el suelo, razón por la cual día a día el esfuerzo tensil es mayor cada vez más hasta la ruptura capilar en el quinto día.
d) Modelo de aproximación del manejo del agua con la Fisiología
A partir de los conceptos emitidos hasta el momento, se puede entonces ofrecer un nuevo modelo que optimice el potencial genético de los cultivos y se minimicen las pérdidas de agua durante el riego, lo que se logra a partir de los siguientes principios: 1. 2. 3. 4.
El agua que transpira la planta fluye vía apoplástica sin consumo metabólico de energía. Dicha agua fluye como un hilo en un c o n t i n u m sometido a un esfuerzo tensil y en virtud de un gradiente energético. Los estomas son estructuras fotosensibles que exponen a las plantas al intercambio gaseoso (vapor de agua por CO2). El ABA es una hormona que porta mensajes de estrés de humedad a los estomas.
160
5.
6.
El gradiente energético es generado por un lado por el contenido de humedad del suelo y su concentración salina; por el otro, en la atmósfera, por la temperatura y humedad relativa. Cada especie en particular requiere de un esfuerzo tensil que asociado a las demás condiciones favorables como nutrición, control de enfermedades y malezas, etc, permiten desarrollar su máximo potencial genético para la producción.
La Figura anterior representa entonces el modelo idealizado del manejo del agua, donde se tienen en cuenta los principios enunciados anteriormente para maximizar producción y minimizar pérdidas de agua. En el caso hipotético de un cultivo con una tensión tensil de 2.3 bares, se debe mantener un estrecho rango de variación para cumplir los requerimientos fisiológicos y metabólicos. Esto difiere de los conceptos hasta hoy operados donde es el suelo casi exclusivamente quien regula el manejo del agua. Obviamente, el modelo presentado explica muy bien el por qué los métodos de riego de alta frecuencia ofrecen mejores resultados en la producción frente a los otros métodos conocidos para lograr resultados similares. Por otra parte, se tiene una mayor dependencia del déficit de humedad atmosférica que del déficit hídrico en el suelo tal como lo afirman Begg y Turner (1976), ello requiere un conocimiento del clima más preciso y de sus variaciones diurnas, así como de la aplicación de fertilizantes que disminuyen abruptamente el potencial del suelo.
Dadas las ventajas comparativas de algunos países tropicales como Colombia, con alta luminosidad y temperatura, baja humedad relativa y buena disponibilidad de agua para la agricultura, que favorecen una mayor incorporación de CO2 y producción fotosintética, será
161
interesante explorar vías diferentes de investigación. Esto es, con la dependencia genética del agua a la producción, como aquí se mostró, se debe investigar el mejoramiento genético de especies que respondan a aplicaciones de agua y menos a fertilizantes, contrario al desarrollo durante la revolución verde; como tampoco tendría validez investigar especies resistentes a la sequía, como sí puede serlo para otros países. 9.3. EL AGUA VIRTUAL (AV) Y LA PRODUCCION DE BIOMASA El agua utilizada en el proceso de producción de un bien cualquiera, sea este agrícola, alimentario, industrial ha recibido el nombre de “agua virtual” (AV); concepto introducido por Allan (2006, 2003) y que ampliamente aplicado a diversos sectores (Llamas, 2005a). La importación del “agua virtual” radica en la facilidad que brinda a los países deficitarios o de escasez relativa en recursos hídricos logren establecer una seguridad alimentaría e hidrológica (Allan s/f), a fin de evitar la probable crisis que algunos afirman podría ocurrir como parte de la “tragedia de los comunes” que afecta a buena parte de los recursos naturales (Hardin, 1968). Esto último está vinculado al notable esfuerzo de la comunidad científica por medir la sostenibilidad ambiental del uso de los recursos naturales, en este caso del agua, y que dio lugar a otro concepto de vanguardia, denominado “huella hidrológica” (HH) (Chapagain y et al, 2004, Llamas & Martínez-Santos 2005 b). a) Agua virtual: orígenes del concepto
Desde hace algunos años se bosqueja una tendencia para estudiar y analizar la gestión de los recursos hídricos, de esta forma se plantean medidas de ahorro, políticas de precios, modernización de las infraestructuras para disminuir las pérdidas que se provocan (Aguirre, s/f). Ante estos planteamientos surgió, la idea del “Agua Virtual” (AV) que se enmarca dentro de la gestión de la demanda (Llamas, 1992). Algunos años antes, Fisheon G. et al (1989) y sus colaboradores concluyeron que no resultaba lógico exportar bienes para cuya producción había sido necesario consumir grandes cantidades de agua, en países con problemas de escasez hídrica (Brichieri-Colombi, 2004). Además se plantea especializarse en la producción de bienes con bajos requerimientos de agua y basar sus relaciones comerciales en una alta exportación de dichos productos y, a la vez, reducir la producción y exportación de aquellos otros productos con elevados requerimientos de agua (Chapagain y et al, 2005). Un paso siguiente es el concepto de agua “contenida”, entendida como una alternativa al horro de agua, que no tuvo repercusión en el campo de la política hídrica, académico ni en la
162
investigación. Más adelante, Allan (1993) consideró dar un carácter más cuantitativo al concepto de agua virtual, quedándose en el plano conceptual. Gracias a ello, hoy en día se cuenta con una definición ampliamente aceptada, que precisamente fue planteada por el propio Allan (1998), según la cual “la cantidad de agua consumida en el proceso de producción de un producto se denomina como “agua virtual” asociada al producto”. Estro quiere decir, que el concepto va más allá de la noción de agua incorporada “físicamente” en un producto, abarcando aquella cantidad de agua que ha hecho falta utilizar para producir un bien o servicio (Llamas, Back & Margat 1992). Cantidades de agua para producir un bien de consumo final CANTIDAD DE TIPO DE BIENES Cerveza (Botella 250 ml)
H2O (ltr) 75
Leche (Vaso 200 ml)
200
Pan (rebanada 30 grs)
40
Camiseta de algodón (500 gs) 2
Hoja de papel A-4 (80 gr/m )
4.100 10
Hamburguesa (150 grs)
2.400
Zapatos (1 par/piel de vaca)
8.000
Carne (Vaca 1 Kg.)
15.000
Carne (Cordero 1Kg.)
10.000
Carne (Pollo 1kg.)
6.000
Cereales (1Kg.)
1.500
Aceite de palma (1 Kg.)
2.000
Citricos (1 kg.)
1.000
Fuente: Chapagain & Hoekstra (2004)
Bajo estas consideraciones, la estimación del agua necesaria para la producción de cada bien se torna en compleja, tal como lo señalan Chapagain y Hoesktra (2004), y que básicamente gira en torno de determinar el agua virtual de cada producto agrícola en cada clima, puesto que la mayor parte de ella está vinculada a los productos agrícolas o sus derivados agroindustriales (Hoekstra & Hung, 2002). Tal vez uno de los grandes problemas metodológico que enfrenta el concepto de AV es el insuficiente desarrollo de la valoración de los usos urbanos del agua virtual, inclusive hay quienes consideran inadecuada su aplicación (Wilchems, 2004). Aún así, en el intenso tráfico de mercancías que ocurre entre habitantes de diferentes regiones, y países, la dinámica de importación-exportación de “agua virtual” que dichas regiones demandan para producir y consumir esos bienes y servicios es más que evidente y difícilmente puede ser soslayada. En la Tabla anterior se presenta la cantidad de agua virtual necesaria para obtener diversos productos cotidianos, que estamos habituados a consumir diariamente.
163
Agua Virtual y Huella hidrológica en Italia, EEUU y la India (1997-2001) PATRONES DE CONSUMO 6
Población (10 )
ITALIA 57,7
EEUU 280,3
INDIA 1.007,4
Abast ecim ient o ur bano 3
Km /año 3
m /cáp/año
8,0
60,8
38,6
136,0
217,0
38,0
Evapotranspiración cosechas 3
Consumo nacional (Km /año) 3
Idem m /cáp/año 3
Para exportación (Km /año) (*) 3
Idem m /cáp/año
47,8
334,2
913,7
829,0
1.192,0
907,0
12,4
139,0
35,3
241,0
495,0
35,0
Uso industriales 3
Consumo nacional (Km /año) 3
Idem m /cáp/año 3
Para exportación (Km /año) (*) 3
Idem m /cáp/año
10,1
170,8
19,1
176,0
609,0
14,0
5,6
44,7
19,1
97,0
159,0
6,0
Agua vi rt ual i mp or tada 3
a) p agrícolas (Km /año) 3
Idem m /cáp/año 3
b) p industriales (Km /año) 3
Idem m /cáp/año
60,0
74,9
13,8
1,0
267,0
14,0
8,7
56,3
2,2
150,8
208,9
21,8
20,3
45,6
1,2
Re-exportacion de p. imor tados (*) 3
Idem m /cáp/año
Huella Hidrológica Total 3
Km /año 3
m /cáp/año
134,6
896,0
987,4
2.300,0
2.500,0
980,0
Fuente: Chapagain & Hoekstra (2004)
Como consecuencia del intenso tráfico comercial del mundo globalizado, la importación o exportación de agua virtual en productos agrarios o agroindustriales es una realidad, y por tanto obliga a añadirla o deducida del consumo total de una nación. Diversos autores, entre ellos Chapagain y Hoekstra señalan que no es necesario incluir en el cálculo los flujos de agua virtual que se exportan, porque consideran que las exportaciones no son tan vitales desde un punto de vista de las necesidades de un país o sector. Situación más que discutible, si se analiza con cuidado las estimaciones de Zimmer & Renault (2003), según la cual la cantidad total de agua utilizada en el planeta para producir todo tipo de alimentos es de 5.200 km3 /año o los 6.000 km3 /año que estima Naciones Unidas (2003). A similar índice, 5.500 km3 /año, ha llegado Chapagain y Hoekstra (2004). En la Tabla prescedente se presenta los usos agrícolas, que incluye tanto el agua de lluvia como el agua de regadío, pero donde no se ha considerado las pérdidas por el uso ineficiente del agua de regadío, que como lo comentaremos más adelante suele ser más importante para
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el sector agroindustrial. De otro lado, Chapagain y Hoekstra (2004) consideran que estas pérdidas o “retornos” vuelven al sistema y son reutilizadas aguas abajo, sin embargo se olvidan que estos “retornos” con de una calidad más degradada como bien lo anota Geogescu Roetguen (1971), dada la ley de la entropía. Las limitaciones metodológicas, antes señaladas, no invalida en esencia la importancia práctica que tiene el agua virtual y aunada con ella: la huella hidrológica (Llamas 2005a). A pesar que los usos urbanos e industriales suelen ser una porción menor del agua virtual utilizada y consumida a escala mundial, donde más bien son los usos agrícolas los que representan conjuntamente el 90%. Aún así, Chapagain & Hoekstra refieren la existencia de cuatro factores que explican los altos valores de la huella hidrológica e inciden en el Agua Virtual: a) el elevado producto nacional bruto per cápita; b) los patrones de consumo, y particularmente la dieta alimentaria; c) el clima, dado que las regiones con fuerte evaporación los requerimientos de agua por unidad de cosecha son mayores y d) la baja eficiencia agrícola en el uso del agua. Por tanto, es fácil concluir que los conceptos de agua virtual y de huella hidrológica han introducido cambios decisivos en múltiples aspectos tradicionales de la política del agua a escala mundial (Shamir, 2000) y que para el caso del sector azucarero, resultan más que útiles para diseñar políticas empresariales que mejoren su posicionamiento ambiental (Dueñas y et al 2006). Ambos conceptos han sido útiles para diseñar políticas dirigidas a reducir la huella hidrológica de una región o país, por ejemplo, el cambio de una dieta rica en carne a otra más vegetariana; o la modernización de la agricultura y básicamente la tecnificación del riego. b) Tendencias mundiales: Huella hidrológica y patrones de consumo
Si bien es cierto que existe una cantidad considerable de agua en el planeta, alrededor de 1 400 millones de km3, de ella 2.5% es agua dulce y por tanto, el agua disponible para las actividades humanas solo sería del 0.01% del total (Clark, 1967, Shah, 2005).
165
Distribución del agua en el mundo
Recursos hídricos renovables en el mundo
A nivel mundial, existen diferencias notables respecto a la cantidad de agua disponible en cada región, así se tiene que Asia y América del Sur tienen recursos hídricos superiores a los 10 mil km3, en contraste con Medio Oriente y Norte de África, Oceanía, Centroamérica y Caribe, cuyos recursos hídricos no superan los 2 mil km 3. Esto se explica porque la humanidad tiende a utilizar grandes cantidades de agua para sus actividades cotidianas, pero sus demandas se incrementan geométricamente para producir bienes elaborados como alimentos, papel, ropa y otros (World Water Council, 2004). Por esta estructura de consumo, la huella hidrológica individual o per cápita tiende a incrementarse (Fao-Aquastat, 2003). Por ejemplo, la HH muestra que en un 86% está relacionado con el consumo de productos agrícolas, 10% con el consumo de bienes industriales y menos de 5% con los usos domésticos (Rogers & RamírezVallejo 2003). Sin embargo, el cálculo se ve afectado porque varios de los productos que se consumen en un país pueden producirse en otro, esto hace que la demanda real de agua de una población sea mayor que las extracciones de agua (Garrido y et al 2006). Como ejemplo, se puede citar que entre 1997-2001 los países con mayor huella hidrológica total fueron India, China y Estados Unidos, con un consumo superior a los 600 kilómetros cúbicos anuales. En contraste, Cuba y Bolivia tuvieron huellas hídricas inferiores a 20 kilómetros cúbicos por año, tan igual que el Perú. Cabe señalar que Estados Unidos ocupa el primer lugar mundial por su huella hidrológica estimada en 2.483 m3/hab/año, mientras que China (702 m3/hab/año) e India (980 m3/hab/ año) ocupan posiciones bajas, 134ª y 108ª, respectivamente.
166
Huella hídrica total y per cápita por países
c) El agua virtual: modelos para su medición
Un primer modelo de medición es la denominada “curva de Kuznets” que clásicamente establece relaciones entre el crecimiento económico y las diversas presiones ambientales. Así por ejemplo, se tiene una relación muy específica entre las presiones ambientales y la renta per cápita, que da origen a la llamada “U invertida” según la cual, en un primer estadio, el crecimiento económico tiene efectos ambientales negativos pero, a partir de un nivel crítico de renta per cápita, la situación ambiental mejora a medida que se dan ulteriores aumentos de la renta per cápita.
Curva tipo U invertida de Kuznets
Lamentablemente, la relación en forma de U invertida se puede aplicar solamente a un conjunto de contaminantes, pero no es adecuada para representar la relación entre degradación de la base de recursos ambientales y crecimiento económico. También se aprecia una relación en forma de N, si se considera un horizonte temporal lo suficientemente amplio.
167
Aquellos casos en los que la “curva de Kuznets” parece cumplirse, terminan dando lugar a un aumento en la degradación ambiental cuando la renta per cápita aumenta.
Curva tipo N de Kuznets
Un segundo método es la estimación de la ecuación AV [m3/ton] que es definida como el volumen de agua requerido para producir una tonelada de un bien o servicio que resulta de dividir el total de agua usada para la producción de un cultivo c por las toneladas producidas. La metodología empleada para su estimación es sencilla. Su complejidad estriba, no tanto en su expresión analítica, sino en la determinación del propio concepto de agua virtual. Por tanto, la cantidad de agua empleada, dependerá en primer lugar de la superficie de tierra ocupada por cada tipo de cultivo (Ti), expresada en hectáreas, y de la producción obtenida (Yt), expresada en toneladas; con estos dos parámetros obtenemos el rendimiento de cada cultivo –expresado en toneladas por hectáreas- según la siguiente expresión:
(4)
Conociendo los requerimientos de agua de cada cultivo (CWRt), expresado en metros cúbicos por hectáreas, y dado el rendimiento obtenido anteriormente, podemos estimar la demanda específica de agua de cada cultivo (SWt), expresada en metros cúbicos por tonelada producida, como se expresa en la siguiente ecuación: (5)
Multiplicando dicha demanda específica de agua por los datos de exportación (X), o de importación (M ) de cada uno de los productos generados en Andalucía para un año
168
determinado, expresados en toneladas o los productos que habríamos de haber producido en caso de no importar, se obtendrá el agua virtual exportada (VWXt) de cada uno de los productos, expresada en metros cúbicos: (6)
Y el agua virtual importada (VWMt): (7)
Finalmente, el agua virtual neta (se obtiene deduciendo al agua virtual exportada el agua virtual importada: (8)
Los pasos, seguidos en la estimación del agua virtual, y la diferenciación entre los datos necesarios y los cálculos realizados se observa con detalle en la Figura siguiente.
9.4. HUMEDAD DEL SUELO Y AGRICULTURA DE CONSERVACIÓN Una precipitación pluvial irregular o insuficiente puede ser una seria limitación para la producción agrícola, causando bajos rendimientos o incluso el fracaso del cultivo. Esto es especialmente cierto en tierras secas, donde los niveles de productividad son generalmente muy bajos. En la mayoría de los casos, se puede hacer mucho para mejorar la eficiencia del
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uso de la precipitación. La Agricultura de Conservación es una manera de mejorar el manejo de la humedad del suelo. a) Manejo de la humedad del suelo
Una causa significativa de la baja producción y el fracaso del cultivo en la agricultura de secano es la falta de agua en el suelo. Esto se debe a la combinación de una lluvia escasa y errática con una mala utilización del agua disponible. El manejo de la humedad del suelo es, entonces, un factor clave cuando se trata de mejorar la producción agrícola. El incremento de la cantidad de agua almacenada en el suelo puede dar por resultado:
Rendimientos más altos (si también existen suficientes nutrientes). Reducción del riesgo de pérdidas debido a la sequía. Recarga del agua subterránea, asegurando el nivel del agua en los manantiales y la continuidad de los flujos de ríos y cursos de agua. La compactación sub-superficial por labranza continua ha devenido en degradación estructural y escorrentía.
Como es poco lo que se puede hacer para incrementar la cantidad o la frecuencia de las precipitaciones, deberíamos enfocarnos al mejoramiento de la captación de lluvia, la disponibilidad de agua en el suelo y la eficiencia de su uso en las tierras de agricultura de secano. Esto significa que debe aumentarse la cantidad de agua que ingresa al suelo (infiltración) y reducirse la pérdida de humedad a través de la escorrentía y evaporación. Una mayor cobertura y mejor manejo del suelo pueden ayudar a lograr esto. El suelo debe ser perturbado lo menos posible, protegido con una cobertura permanente, y su contenido de materia orgánica debe ser incrementado. b) La caza del tesoro en tierras secas
Cuando la lluvia cae a la superficie del suelo, parte de ella se infiltra en el suelo, y al fluir a través de éste recarga el agua subterránea. Otra parte discurrirá
170
como escorrentía superficial y la restante se evaporará directamente de la superficie desprotegida del suelo y de las hojas de las plantas. Una costra superficial delgada causada por el impacto de las gotas de lluvia sobre un suelo desnudo con pobre estructura. La cantidad de agua que puede ser mantenida en el suelo y estar disponible para el uso del cultivo no sólo está determinada por la cantidad de lluvia que cae, sino también por las propiedades químicas y físicas del suelo. Cuando la mayoría de la gente piensa sobre el suelo, piensa en la parte sólida. Pero los poros, o la estructura del suelo son igualmente importantes. De otro lado, los suelos difieren en su capacidad para retener el agua y hacerla disponible para los cultivos. Esto depende de:
La textura del suelo (las proporciones de arena, limo y arcilla) La profundidad del suelo (los suelos delgados sostienen menos agua que los suelos profundos) La estructura del suelo (el espacio entre partículas: poros) El contenido de materia orgánica (una mayor cantidad de materia orgánica significa que puede retener más agua) La actividad biológica (los agujeros que dejan las lombrices de tierra, por ejemplo, aumentan significativamente la posibilidad que el agua ingrese al suelo).
c) Porosidad
El número, tamaño y conexiones entre los poros juegan un papel crucial en la determinación de la cantidad de agua que puede infiltrarse en el suelo, y de la cantidad de agua que el suelo puede absorber, sostener y proveer a las plantas. Por tanto, es importante tener interconectados muchos poros de un rango amplio de tamaños, particularmente en la superficie del suelo. Esto mejora la infiltración, reduce la escorrentía y beneficia el desarrollo del cultivo. El número, el tamaño y la conexión entre los poros del suelo varían de acuerdo al tipo de suelo y la manera en que éste es manejado. Poco se puede hacer por el tipo de suelo, pero un buen manejo de la tierra puede tener un gran impacto en la restitución, mejoramiento y protección de la porosidad del suelo. Esto, a su vez, incrementará el contenido del agua del suelo disponible y los poros interconectados minimizarán cualquier riesgo potencial de anegamiento.
171
d) Estrés hídrico del cultivo
El estrés hídrico del cultivo se da cuando la planta no puede extraer agua del suelo a través de sus raíces a la misma velocidad con la que pierde humedad de la superficie de sus hojas. Para asegurar que los cultivos sean capaces de utilizar la lluvia disponible, debemos entender el por qué de una pobre estructura del suelo, tanto en la superficie como debajo de ella. El impacto de las gotas de lluvia sobre la superficie de un suelo desnudo labrado intensivamente puede producir el sellamiento de la superficie y la formación de costras, lo que disminuye la porosidad y limita el nivel de infiltración, propiciando el incremento de la escorrentía. Esta última es responsable de la erosión del suelo y de las crecientes fluviales, que sobrepasan los cauces normales. Sin embargo, esto es una consecuencia de la degradación del suelo, no una causa primaria. Estructuras físicas, como las terrazas o los surcos en contorno, disminuyen la escorrentía y protegen al suelo de la erosión, pero no resuelven el problema de su degradación en la medida que no incrementan la porosidad. Cualquier tipo de tránsito por el campo, ya sea de la maquinaria, el arado, o las pisadas humanas y de animales, puede agregarle presión al subsuelo, especialmente cuando el suelo está húmedo. La presión destruye los espacios porosos, en particular el espacio poroso intercomunicado. El suelo se compacta y la infiltración y la capacidad de almacenamiento de agua se reduce. Las raíces de las plantas tienen dificultad para penetrar el suelo compactado y sus sistemas radiculares no desarrollan bien. La labranza, en particular el voltear el suelo por medio del arado, también puede causar una disminución de la fertilidad del suelo. Esto reduce el contenido de materia orgánica y tiene un efecto negativo sobre la actividad biológica, por ejemplo, destruyendo las galerías formadas por las lombrices de tierra. e) El papel de la Agricultura de Conservación
Los cuatro principios básicos de la Agricultura de Conservación pueden ayudar a lograr y mantener un suelo biológicamente rico, con buena capacidad de absorción. Estos cuatro principios son:
172
a.
Mantenimiento
de
una
cobertura
permanente
del
suelo .- Una cobertura
permanente del suelo, ya sea con residuos vegetales o cultivos en desarrollo, protege la superficie del efecto negativo del impacto de las gotas de lluvia. Esto reduce la formación de costras y la susceptibilidad a la erosión, y mejora la porosidad en la superficie. También reduce la pérdida directa de agua por la evaporación que se produce en las capas superiores del suelo, estableciendo mejores condiciones para la conservación de la humedad. También mantiene un suministro de alimento continuo para los organismos del suelo, desde microbios hasta gusanos. b.
Minimización de la perturbación mecánica del suelo .- Eliminar o reducir la
labranza, significa que el suelo no es perturbado y que se evita la pérdida de humedad y la compactación que sigue a la labranza. Esto incrementa la infiltración y la percolación del agua a través del suelo, conduciendo a un mejor desarrollo radicular y al crecimiento del cultivo. También se reduce la descomposición de la materia orgánica y la consecuente pérdida de humedad por evaporación. Algunas veces se requiere solamente una descompactación para que el suelo vuelva a una mejor condición de inicio. Uno de los impactos más importantes de la minimización de la perturbación del suelo es que esto mejora las condiciones de vida de los organismos benéficos y, con ello, mejora su actividad. Las raíces de los cultivos y los organismos del suelo son responsables de la creación de una red de poros intercomunicados. Estos organismos llevan a cabo la labranza biológica y con ello mejoran la estructura del suelo. Además, la actividad biológica asegura que los residuos de los cultivos sean incorporados al suelo. c.
Control del tránsito en el campo .- Es vital asegurar que el tránsito en el campo
siga caminos permanentes. De esta manera, la compactación del suelo se restringe a áreas determinadas, determinadas, año tras año. Cuando esto se combina con la labranza cero o reducida, el resto del campo queda libre de compactación. La porosidad del suelo y la infiltración de agua se maximizan, los gusanos y otros animales del suelo prosperan y no se pierde materia orgánica sino que ésta llega a unirse e integrarse con el suelo. El impacto global es un sistema edáfico productivo, capaz de mantener cultivos en condiciones secas
173
debido al mejor almacenamiento de agua en el suelo, al enraizamiento profundo de los cultivos, a la actividad biológica y al alto contenido de materia orgánica. d.
Rotación de cultivos .- La rotación de cultivos y el uso de cultivos de cobertura
para incrementar la materia orgánica del suelo reducen la erosión y devuelven la diversidad biológica al suelo. La rotación de diferentes cultivos, con sus diferentes sistemas radiculares, optimiza la red de canales de las raíces, propiciando el incremento de la penetración del agua y la capacidad del suelo para el mantenimiento de la humedad, así como una mayor disponibilidad de agua para uso del cultivo, en suelos más profundos. La rotación de cultivos también mejora la diversidad biológica y ayuda a reducir el riesgo de brotes de plagas y enfermedades. f) Monitoreando la humedad del suelo
No podemos predecir cuánta lluvia caerá durante el período de crecimiento. Es posible, sin embargo, conocer cuánta agua existe en el suelo, disponible para la planta antes de la siembra. Saber cuánta agua hay disponible para la planta en el suelo puede ayudar a tomar una sabia decisión sobre qué cultivo sembrar. Se pueden hacer mediciones del contenido del agua del suelo con una variedad de equipos, pero la mayoría de los agricultores tendrán que hacer una estimación basada en el tacto y apariencia de su suelo. Esto variará según la textura y el contenido de humedad del suelo, pero con experiencia, la humedad puede ser estimada con una precisión aproximada de 95 por ciento. Alternativamente, puede efectuarse una prueba de la humedad del suelo para determinar la cantidad de agua que está disponible para las plantas. Ésta es estimada a partir de la profundidad de la calicata. Sin embargo, sus resultados tienen que ser interpretados de acuerdo a la textura del suelo.
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