NECESIDADES HÍDRICAS DE LOS GRANOS

CAPITULO 1: Relación agua-suelo-planta.

1. Generalidades sobre relación agua-suelo-planta.

La cantidad variable de agua contenida en una unidad de masa o de volumen del suelo y el estado de energía del agua en el mismo son factores que afectan el crecimiento y desarrollo de las plantas, de ahí lo necesario de su conocimiento. Sin una descripción adecuada de la relación suelo-agua, no es posible después estimar correctamente el comportamiento del cultivo, (Mahdian y Gallichand, 1996), siendo imprescindible esta información entre otras razones si se quiere obtener valores experimentales de la tasa de evapotranspiración  (Ramos, 1992; De Santa Olalla y De Juan, 1993;   Hillel, 1994; Henríquez y Cabalceta, 1999; Tuñón et al., 1999).
Saxton et al., (1985);  Hillel, (1990) y Reidchardt, (1996) sostienen que en la mayoría de los suelos, cuando el suelo se encuentra con una humedad correspondiente a la capacidad de campo, la energía conque retiene el agua es de 30 kpa, exceptuando de ello los suelos de textura arenosa en los cuales el valor de tensión de humedad correspondiente a ese estado es de 10 kpa.  No obstante  los dos últimos sostienen además que no es acertado esperar o asumir que estos criterios sean universales, ya que ellos son por naturaleza estáticos y el proceso de redistribución es esencialmente dinámico.
Otro criterio generalmente aceptado es que en un suelo con una humedad igual al punto de marchitez permanente se retiene el agua con una fuerza de 1500 kpa (Ramos, 1992; Hillel, 1994; Olavarrieta, 1993 y 1995; Herrera et al., 2001). De Santa Olalla y De Juan (1993), por el contrario señalaron que el agua utilizable no está demasiado correlacionada con la textura y aunque generalmente los suelos de texturas gruesas suelen poseer los valores más pequeños del intervalo de humedad disponible, pueden darse casos de suelos con texturas fuertes con menos cantidad de agua utilizable que suelos de textura media, así como que los aportes de materia orgánica pueden incrementarla. Lo que verdaderamente influye en los procesos de transpiración y crecimiento, es la tensión hídrica de la planta, que no sólo depende de la tensión hídrica del suelo, sino también de la demanda atmosférica del agua.
Se han realizado innumerables investigaciones, tendentes a responder cuál es el valor óptimo de humedad del suelo en el que a la planta le es más fácil vencer la energía (tensión) conque el suelo trata de retener el agua. En la mayoría de los casos se ha considerado que el límite superior está cercano a la capacidad de campo, valor éste relativamente fácil de determinar y poco variable en suelos iguales aun ubicados en regiones diferentes.
No obstante, el concepto de capacidad de campo, como fue originalmente definido ha sido reconocido como arbitrario y no una propiedad física intrínseca, independiente del modo en que es medida (Richards, 1960; Hillel, 1980 y 1990; Cid, 1992; De Santa Olalla y De Juan, 1993; Reidchardt, 1996).
Obviamente los criterios para la determinación de cuándo la redistribución ha "decrecido materialmente" ó que su tasa es "prácticamente cero" son subjetivos y dependientes grandemente de la frecuencia y la precisión con la que el contenido de agua se mide. Por otra parte no se tienen en cuenta una serie de factores como la humedad antecedente del suelo, la profundidad de humedecimiento, la cantidad de riego aplicada, etc., (Hillel, 1980).
Los suelos para los que el concepto de Capacidad de Campo se adecua más, son los de textura gruesa, en los que la conductividad decrece bruscamente con el decrecimiento del potencial mátrico de succión, y el flujo llega a ser despreciable relativamente rápido. En suelos de textura media o fina, sin embargo, la redistribución puede mantenerse en una tasa apreciable por muchos días.
En suelos con arcillas dilatables este concepto es aún más criticable, si consideramos que la redistribución de los contenidos de agua se lleva a cabo por una porosidad altamente heterogénea, caracterizada por poros de talla milimétrica (poros texturales), así como poros de dimensiones centimétricas (fisuras y grietas), constituyendo estos últimos las vías preferenciales del flujo del agua en estos tipos de suelos, (Cid, 1992).
La capacidad de almacenamiento del suelo es relativa no sólo al tiempo, sino también a la composición textural y a la secuencia de capas del perfil, así como a la distribución inicial del contenido de agua (Hillel, 1980). A pesar de todas estas objeciones, este concepto está aún considerado por muchos como un criterio práctico útil para el límite superior del almacenamiento de agua en el suelo (Hillel, 1990; Allen  et al., 1998). No obstante, la Capacidad de Campo debe ser medida en el campo, y generalmente los procedimientos de laboratorio no resultan del todo satisfactorios para obtenerla (López, 2001).
Respecto al  establecimiento del límite inferior de humedad para el riego, existen diferencias de criterio respecto a los valores recomendados, siendo una de las tesis más aceptadas la que sostienen Richards y Waldleigh, (1952); Stanhill, (1957); Millar y Gardner, (1972) citados por De Santa Olalla y De Juan (1993), de que el agua está menos disponible conforme su contenido disminuye por debajo de la capacidad de campo.
Teniendo en cuenta estos criterios y considerando el vegetal como unidad de producción, el mismo posee un rango de energía para la extracción de agua del suelo que cuanto menor sea, mayor disponibilidad energética tendrá para la producción del bien a explotar.  El limite a partir del cual la planta disminuye su producción motivado al esfuerzo que para ella representa la extracción de agua, se define por el término tensión crítica que significa el valor de tensión para el cual el cultivo comienza a disminuir su producción por el esfuerzo que representa la extracción de agua para sus procesos vitales (Olavarrieta, 1995).
La  condición físico ‑ química o estado del agua en el suelo se caracteriza en términos de su energía libre por unidad de masa, mag­nitud llamada "potencial" (Hillel, 1980). Éste está formado por varios componentes, siendo uno de los más empleados el "potencial matricial", que caracteri­za la retención del agua por las partículas minerales y orgánicas del suelo (matriz). El valor numérico del potencial matricial está relacionado con  la capacidad de las raíces de un cultivo para extraer agua del suelo. Esta extracción puede ser descrita mediante funciones semiempíricas del potencial (Feddes et al., 1978; Hoogland, 1981).

1.1. Curvas tensión-humedad (CTH).

La humedad y el potencial matricial pueden relacionarse funcionalmente y a su representación gráfica se le llama "curva  característica" y también “curva tensión" (CTH). La curva característica de humedad del suelo puede obtenerse basado en un grupo de puntos medidos determinados en el laboratorio o el campo (Kutilek y Nielsen, 1994). Debido a que su determinación consume tiempo, para calcularla se han introducido modelos que se basan en las características físicas del suelo (Hartman, 2002).
Entre los modelos más utilizados en el ámbito mundial se pueden mencionar Brooks y Corey, 1964 y 1966; Gardner, 1970;  King, 1965; Taylor y Luthin, 1969 y Van Genuchten, 1978 y 1980, citados por Ruíz et al.( 2002). Los trabajos de Nielsen, et al., (1983); Hack-ten Broeke y Hegmans (1996) que comparan diferentes modelos para la descripción de las curvas de retención, señalan el de Van Genuchten (1980) como el de mejor ajuste para las curvas características.
En las condiciones de Cuba, Ruíz et al., (2002) reportaron trabajos hechos por Ruíz et al., (1991) y Ruíz y Utset (1992) en los que se  procesaron curvas correspondientes a los agrupamientos Ferríticos, Ferralíticos, Fersialíticos, Pardos, Oscuros Plásticos, Aluviales y Arenosos encontrando  que el modelo de Van  Genuchten brindó el  mejor ajuste para las curvas tensión‑humedad analizadas coincidiendo además esto con lo planteado en el ámbito internacional.
A nivel mundial ha sido utilizado con éxito por Dane (1980) para la estimación de la conductividad hidráulica. Nielsen et al., (1983) obtuvieron para el mencionado modelo el mejor ajuste en comparación con el de Brooks y Corey. Pachepsky y Zbarschuk (1984) emplearon esta ecuación para elabo­rar un modelo matemático para el movimiento del agua en suelos expansivos. Stephen (1985) citado por Ruiz  et al.,  (2002) demostró la validez del modelo para suelos arenosos y Van Genuchten y Nielsen (1985) lo utilizaron para más de 200 curvas tensión humedad obtenidas tanto "in situ" como en laboratorio, para suelos de diversas texturas, obteniendo mejor ajuste en comparación a Brooks y Corey.

1.1.1.  Modelos matemáticos para obtener la curva tensión humedad.

Generalmente el número de puntos para la curva resulta un número reducido por el trabajo y los costos requeridos. Por lo anterior, si se ajustan estos datos a una función analítica, es  posible la estimación de puntos intermedios dentro del rango experimental en que no han sido medidos. Por otra parte resulta menos engorrosa la utilización de estos modelos para la estimación de la conductividad hidráulica en función de la humedad y el empleo de ambas en modelos hidrológicos.
Cuando se cuenta con la CTH y la conductividad hidráulica en función de la humedad expresadas analíticamente es posible, haciendo uso de las técnicas de computación, simular y  predecir cómo varía la humedad en un perfil de suelo según pasa  el tiempo y por ejemplo saber en qué momento regar o introducir la maquinaria sin tener que realizar determinaciones gravimétricas. También es posible predecir los términos de evaporación y drenaje en los balances hídricos y hasta la producción de un cultivo (Feddes et al., 1984).
Numerosos modelos han sido introducidos para la curva tensión humedad, a continuación expondremos algunos de los más empleados:

1.1.1.1. Modelo de Brooks y Corey, 1964; 1966

Este plantea la siguiente expresión:

[1]

Donde Qs es la humedad de saturación, es decir aquella que se  logra cuando todos los poros del suelo se llenan de agua, Qr es  la humedad residual, o sea el valor constante a que tiende la humedad cuando aunque se aumente la tensión "h" aplicada al suelo éste no pierda más agua.
La tensión hb es conocida como "tensión de burbujas" que se define como el valor de tensión necesario para que el aire penetre en los poros del suelo y comience la pérdida de agua.
Como se puede observar de [1] este modelo resulta discontinuo  para h = hb.
El parámetro  l  recibe el nombre de "índice de distribución de  poros" y como su nombre indica, cambia según la distribución de  poros que tenga el suelo que se estudia.
Este modelo ha sido sin dudas el más popular entre los investigadores por su simplicidad ya que la curva puede ser llevada a una recta en un gráfico log‑log. Lo anterior puede apreciarse si se expresa la ecuación [1] de la siguiente manera:

[2]

Donde
Se: Se conoce como "saturación efectiva" y se define como  Se =(Q ‑Qr)/(Qs ‑Qr). Entonces tomando logaritmo en ambos miembros de [2] tendremos la ecuación de una recta de pendiente numéricamente igual a l .
Se ha obtenido que este modelo provee una representación adecuada de la CTH para tensiones mayores de 50 cm de  agua. Sin embargo Van Genuchten y  Nielsen (1985) plantean que este modelo produce resultados aceptables sólo para suelos tamizados, de textura gruesa, con una  distribución de poros relativamente estrecha y para tensiones que no correspondan al rango húmedo.
McCuen et al., (1981) citados por Ruíz et al., (2002) demostraron que los parámetros l , Qr y hb variaban sistemáticamente con las clases texturales y Rawls et al.,(1982), brindan sus valores medios para distintos agrupamientos de suelos.
Este modelo también ha sido empleado en trabajos en que se comparan varias ecuaciones para la CTH (Nielsen, et al.,  1983).
Como se había indicado, [1] muestra una discontinuidad para h =hb planteándose que para tensiones desde 0 hasta h =hb el suelo se  mantiene a la humedad de saturación (Qs). Si analizamos que  muchos suelos están formados por poros de radios que van desde valores muy pequeños hasta grandes (caso de grietas, huellas de  lombrices, raíces secas) es lógico pensar que desde las más  pequeños valores de tensión ya empezaran a vaciarse algunos poros y que por lo tanto el descenso de humedad desde la saturación  será continuo, más o menos brusco en dependencia del suelo pero sin discontinuidades, pues esto implicaría que todos los poros  tienen igual radio. La tensión de burbujas resulta un concepto discutido pues se plantea que se hace notable en suelos con poros en su mayoría  uniformes es decir en suelos arenosos ó tamizados, pero que "in  situ" o en el laboratorio con otros suelos, hb no se detecta  (Van Genuchten y Nielsen, 1985).
Otros modelos son:

1.1.1.2. Modelo de Gardner, 1970.

Donde a y b son parámetros de ajuste. Este modelo ha sido empleado en Cuba por Herrera et al.,  (1986) citado por Ruíz et al., (2002).
Por otra parte se han planteado otros modelos para los que se observa un descenso continuo de la humedad en la zona cercana a la saturación y que tienen forma de "s" (sigmoidal) desde Qs a Qr, logrando un mejor ajuste para esa zona de la curva, entre ellos:

1.1.1.3. Modelo de Van Genuchten, (1978, 1980)

donde a ,n y m son parámetros de ajuste a los datos experimentales de tensión y humedad. La expresión [4] también puede escribirse:

Este modelo ha sido utilizado con éxito por Dane (1980) y Sakellariou‑Makrantonaki et al.,(1987) para la estimación de la conductividad hidráulica. Nielsen et al., (1983) en un trabajo coordinado por la Agencia Internacional de la Energía Atómica en once países, obtuvo, para el modelo de Van Genuchten el mejor ajuste en comparación con el de Brooks y Corey. Pachepsky y Zbarschuk (1984) emplearon esta ecuación para elabo­rar un modelo matemático para el movimiento del agua en suelos expansivos. Esta función analítica también ha sido empleada en el programa SWATRE/SWACROP/SWAP para la simulación del balance hídrico y la producción de papas (Feddes et al.,  1984).