Agua en el suelo

1.1. Agua Químicamente Ligada

Es el agua que forma parte de la red cristalina de los minerales o de compuestos químicos. Es inmóvil, no disuelve sustancias y es absolutamente inaccesible para las plantas. Esta categoría incluye:

• Agua constitucional (de hidratación) — grupos hidroxilo (OH⁻) que forman parte de hidróxidos de hierro, aluminio, minerales arcillosos y compuestos orgánicos.
• Agua de cristalización — moléculas enteras de H₂O que forman parte de los cristales de algunos minerales, como el yeso (CaSO₄·2H₂O) o la mirabilita (Na₂SO₄·10H₂O).

La pérdida de agua químicamente ligada (deshidratación) provoca cambios irreversibles en los minerales. Esta agua no es utilizada por las plantas, pero puede ser relevante al evaluar el contenido total de agua en el suelo mediante análisis térmico (Mukha et al., 2003).

1.2. Agua Sólida (Hielo)

Durante la estación fría, parte de la humedad del suelo se congela, formando hielo en los poros. El agua sólida es inaccesible para las plantas, pero desempeña un papel importante en el régimen hídrico del suelo (Mukha et al., 2003):

• Al congelarse el suelo, se crea un vacío en las capas subyacentes, lo que favorece la ascensión de la humedad desde horizontes más profundos.
• En primavera, durante el deshielo, se produce un movimiento inverso del agua y de las sustancias disueltas.
• El hielo sirve como fuente potencial de agua líquida y vapor cuando llega el calor.

En regiones con permafrost, el hielo puede permanecer en el suelo todo el año, determinando las particularidades del régimen hídrico y de la formación del suelo (Mukha et al., 2003).

1.3. Agua en Estado de Vapor

El agua en forma de vapor está constantemente presente en el aire del suelo, alcanzando a menudo el 100% de saturación. El agua en estado de vapor:

• es poco accesible para las plantas como fuente directa de humedad;
• puede desplazarse a través de los poros en respuesta a gradientes de presión de vapor (desde lugares con mayor presión de vapor hacia lugares con menor);
• al condensarse, puede pasar al estado líquido, especialmente durante la noche o cuando el suelo se enfría (Mukha et al., 2003).

Aunque la cantidad de agua en estado de vapor en el suelo es pequeña (equivalente a unos pocos litros por hectárea en la capa superficial), su movimiento puede ser importante para las semillas de algunas plantas capaces de absorber humedad directamente del vapor (Weil, 2017).

1.4. Agua Físicamente Ligada (Sorbida)

Es el agua que se retiene en la superficie de las partículas sólidas del suelo mediante fuerzas de sorción. Constituye la parte de la humedad del suelo que se mantiene contra la gravedad. Dependiendo de la fuerza de unión, se distinguen dos formas.

1.5. Agua Libre

Es el agua que no está ligada por fuerzas de sorción a la fase sólida y se mueve bajo la acción de fuerzas capilares o gravitacionales. Esta agua es la que está principalmente disponible para las plantas.

1.6. Tabla Resumen de las Formas de Agua

Para mayor claridad, resumimos las características de las diferentes formas de agua en la tabla (Mukha et al., 2003; Weil, 2017).

Notas:

• CRA — capacidad de retención de agua (capacidad de campo);
• HRC — humedad de ruptura capilar (humedad a la que se pierde la continuidad capilar);
• PM — punto de marchitez (marchitez permanente de las plantas);
• CAH — capacidad máxima de adsorción de humedad;
• pF — logaritmo de las fuerzas de retención de agua, expresado en cm de columna de agua.

Resumen Breve sobre las Formas de Agua

Vemos que el agua en el suelo está representada por un espectro completo de formas, desde fuertemente ligada y absolutamente inmóvil hasta libre y de fácil movimiento. La disponibilidad del agua para las plantas no está determinada tanto por la cantidad total de agua, sino por la forma en que se encuentra. La transición de una forma a otra se produce de forma continua, a medida que la humedad del suelo aumenta o disminuye.

Conclusión clave: en una misma muestra de suelo, todas las formas de agua están presentes simultáneamente, diferenciándose por la fuerza de retención y la movilidad. Esta es una diferencia fundamental con respecto al agua en un vaso, donde todas las moléculas se encuentran en el mismo estado libre.

En la siguiente sección analizaremos qué fuerzas específicas retienen el agua en estas diferentes formas y por qué unas son fácilmente disponibles para las plantas y otras no.

2.1. Fuerzas Intermoleculares: Cohesión y Adhesión

Todas las propiedades del agua, incluido su comportamiento en el suelo, están determinadas por la estructura de la molécula de H₂O. La molécula de agua tiene una forma angular (ángulo de enlace ≈105°) y es un dipolo: el lado con los átomos de hidrógeno tiene carga positiva, y el lado con el átomo de oxígeno tiene carga negativa (Weil, 2017). Debido a esto, entre las moléculas de agua se establecen puentes de hidrógeno —interacciones relativamente débiles pero numerosas que proporcionan dos fuerzas fundamentales.

2.2. Fuerzas Capilares

Si la adhesión y la cohesión actúan a nivel molecular, las fuerzas capilares se manifiestan a nivel de los poros y surgen como el resultado combinado de estas dos fuerzas en la interfaz de tres fases: sólida (partículas), líquida (agua) y gaseosa (aire) (Weil, 2017; White, 2006; Shukla, 2023).

2.3. Fuerzas Osmóticas

El agua en el suelo nunca es químicamente pura: contiene sales disueltas, ácidos orgánicos y nutrientes. Estas sustancias disueltas (iones y moléculas) atraen a las moléculas de agua, formando capas de hidratación (Weil, 2017; White, 2006). Como resultado:

• algunas moléculas de agua quedan ligadas alrededor de los iones —fenómeno denominado hidratación;
• el estado energético de esta agua disminuye en comparación con el agua pura;
• surge una presión osmótica —la fuerza con la que el agua tiende a diluir la solución, penetrando a través de membranas semipermeables.

En el suelo, las fuerzas osmóticas no desempeñan un papel directo en la retención del agua en los poros, porque el suelo no es una única membrana semipermeable. Sin embargo, son críticas para la absorción de agua por las raíces: las células de la raíz están separadas de la solución del suelo por membranas semipermeables, y si la concentración de sales en el suelo es mayor que en las células, el agua saldrá de las raíces en lugar de entrar en ellas. Este fenómeno —la sequía fisiológica— puede ocurrir incluso con una humedad del suelo relativamente alta (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

En términos puramente físicos, las fuerzas osmóticas reducen la presión de vapor sobre el suelo, lo que puede influir en la evaporación y la condensación (White, 2006). Sin embargo, su principal contribución es la reducción del potencial hídrico total, como veremos en la siguiente sección.

2.4. Fuerza Gravitacional

A diferencia de todas las fuerzas mencionadas anteriormente, la gravedad es una fuerza externa que actúa sobre el agua en el suelo igual que sobre cualquier otro objeto en la Tierra. Está dirigida verticalmente hacia abajo y tiende a mover el agua hacia las capas profundas del perfil (Weil, 2017; Shukla, 2023).

La fuerza gravitacional:

• elimina el exceso de agua de los poros grandes (agua gravitacional);
• proporciona el flujo descendente de la humedad y la recarga de las aguas freáticas;
• es la fuerza motriz de la percolación —movimiento vertical del agua a través de la capa saturada.

Sin embargo, a diferencia de las fuerzas de sorción y capilares, la gravedad actúa sobre toda el agua por igual, independientemente de su ubicación. Por lo tanto, si no existieran las fuerzas de sorción y capilares, toda el agua del suelo drenaría rápidamente hacia abajo. Es el equilibrio entre la fuerza gravitacional, que tiende a bajar el agua, y las fuerzas de sorción‑capilares, que tienden a retenerla, lo que determina la capacidad de campo —el estado en el que el drenaje gravitacional prácticamente cesa (Weil, 2017; Mukha et al., 2003).

2.5. Interacción de las Fuerzas: De lo General a lo Particular

Ahora podemos responder a la pregunta clave: ¿por qué el agua en el suelo no se comporta como el agua en un vaso?

En un vaso, el agua está sometida únicamente a la gravedad (y, en muy pequeña medida, a la tensión superficial en la superficie abierta). El agua en el vaso se encuentra en estado libre; sus moléculas no experimentan atracción por las paredes (aparte de la humectación trivial del vidrio). Por lo tanto, se mueve fácilmente y siempre tiende a ocupar el nivel más bajo.

En el suelo actúan simultáneamente:

1. Adhesión — atrae el agua hacia las superficies de las partículas, especialmente en las películas finas.

2. Cohesión — une las moléculas de agua entre sí, creando películas y meniscos continuos.

3. Fuerzas capilares — retienen el agua en poros de pequeño diámetro, creando una presión negativa.

4. Fuerzas osmóticas — reducen el estado energético del agua en presencia de sales.

5. Gravedad — tira del agua hacia abajo, pero su efecto se debilita o se compensa completamente con las cuatro primeras fuerzas.

Como resultado:

• Las mismas moléculas de agua en diferentes puntos del suelo experimentan diferentes efectos de fuerza total.
• El agua no tiene una superficie libre en los poros grandes hasta que no están completamente llenos.
• El agua puede ascender (ascenso capilar) y permanecer inmóvil en muestras inclinadas, porque las fuerzas capilares actúan en todas las direcciones.
• Parte del agua queda "atrapada" en poros finos y películas y es inaccesible para las raíces, incluso si su cantidad es grande.

Es precisamente esta multiplicidad de fuerzas y su heterogeneidad espacial lo que hace que el comportamiento del agua en el suelo sea único y requiera conceptos especiales para su descripción —principalmente el concepto de potencial hídrico, al que pasamos en la siguiente sección.

Resumen Breve de las Fuerzas de Retención

3.1. ¿Por Qué la Simple Cantidad de Agua es Insuficiente?

Imaginemos dos situaciones.

Situación 1. En un suelo arenoso, la humedad es del 15% (sobre masa de suelo seco). Las plantas se sienten muy bien; el agua entra fácilmente en las raíces.

Situación 2. En un suelo arcilloso, la humedad es del 25% —hay incluso más agua en masa. Pero las plantas ya empiezan a marchitarse: el agua está tan retenida que las raíces no pueden extraerla.

¿Por qué sucede esto?

En la arena, el agua se encuentra principalmente en poros grandes y películas gruesas, donde las fuerzas de atracción hacia la superficie de las partículas son débiles. Las moléculas de agua tienen una alta energía libre —pueden abandonar fácilmente su lugar y pasar a la raíz.

En la arcilla, el agua se concentra en poros muy finos y películas muy delgadas, donde las fuerzas de adhesión y retención capilar son máximas. Las moléculas de agua tienen una baja energía libre —para extraerlas se necesita realizar un gran trabajo.

Por lo tanto, el factor decisivo no es la cantidad, sino el estado energético del agua. Este estado es el que expresa el potencial hídrico (Foth, 1990; Weil, 2017).

3.2. ¿Qué es el Potencial Hídrico?

Definamos el concepto con rigor.

El potencial hídrico (Ψ) es la diferencia de energía libre entre el agua en el suelo (en un punto dado) y el agua libre pura a la misma temperatura, presión y altura, pero sin estar sometida a las fuerzas del suelo (Huang et al., 2012; White, 2006; Shukla, 2023).

En términos más sencillos, el potencial hídrico indica cuánto trabajo se necesita para extraer una unidad de agua del suelo y llevarla al estado estándar (agua libre pura a la misma altura). O, a la inversa, cuánto trabajo puede realizar el agua al pasar del suelo al estado libre (White, 2006; Weil, 2017).

Se puede imaginar así:

• Si tomamos un vaso de agua pura —ese es nuestro referente, nuestro punto cero. El potencial de esta agua se toma como cero (Ψ = 0).
• El agua en el suelo siempre tiene una energía libre más baja que el agua en el vaso, porque parte de su energía se ha "gastado" en interacciones con las partículas del suelo y las sales disueltas.
• Por lo tanto, el potencial hídrico del agua del suelo es casi siempre negativo (Ψ < 0). Cuanto más seco y de textura más fina es el suelo, más negativo se vuelve el potencial hídrico (Eash et al., 2016; White, 2006).

3.3. ¿Por Qué el Potencial es Negativo?

Es importante entender esto para evitar confusiones.

El signo negativo no es "malo" o "poco"; es simplemente una convención matemática que refleja el hecho de que el sistema "agua del suelo" tiene una energía libre menor que el agua libre de referencia.

Imaginemos un muelle. Si un muelle está comprimido, posee energía potencial capaz de realizar un trabajo. Si el muelle ya se ha relajado, su capacidad para realizar trabajo ha disminuido. Tomando el muelle relajado como punto de referencia (potencial cero), diríamos que el muelle comprimido tiene un potencial positivo (puede realizar trabajo al relajarse). En el caso del agua del suelo, es al revés: el agua libre (referente) tiene la máxima energía libre. El agua en el suelo ya ha perdido parcialmente esta energía al interactuar con las partículas. Por lo tanto, su potencial es menor que el del referente —de ahí el signo negativo (White, 2006).

Cuanto más fuertemente está retenida el agua por el suelo, más negativo se vuelve su potencial. En otras palabras:

• Ψ = 0 — agua libre (por ejemplo, agua en un vaso, en un charco grande).
• Ψ = –10 kPa — agua débilmente retenida (por ejemplo, agua en poros grandes de arena, fácilmente disponible para las plantas).
• Ψ = –100 kPa — agua moderadamente retenida (agua típica en un suelo franco a capacidad de campo).
• Ψ = –1500 kPa (≈ –15 bar) — agua fuertemente retenida. Este es el límite estándar de disponibilidad: a este potencial, la mayoría de las plantas agrícolas ya no pueden extraer agua, y se produce la marchitez permanente (Weil, 2017; White, 2006; Eash et al., 2016).
• Ψ = –10000 kPa y por debajo — agua retenida tan fuertemente que solo es accesible para organismos extremadamente resistentes a la sequía (por ejemplo, algunos líquenes) o totalmente inaccesible (Weil, 2017; Mukha et al., 2003).

3.4. Unidades de Medida del Potencial Hídrico

El potencial hídrico se puede expresar en diferentes unidades —es importante saber convertirlas. En la práctica internacional se utilizan los siguientes sistemas principales (Huang et al., 2012; Weil, 2017; Shukla, 2023; White, 2006):

Conversiones útiles:

• 1 bar = 100 kPa ≈ 1 atm ≈ 1020 cm H₂O (Weil, 2017)
• 1 kPa ≈ 10 cm H₂O (aproximadamente, para una estimación rápida)
• pF = log₁₀ (|Ψ| en cm H₂O) (White, 2006; Mukha et al., 2003)

Ejemplo: Un potencial de –1500 kPa se puede expresar como:

• –15 bar
• –15 atm (aproximadamente)
• –15000 cm H₂O (ya que 1 bar ≈ 1000 cm H₂O)
• pF ≈ 4.2 (ya que log₁₀ 15000 ≈ 4.18) (Weil, 2017; White, 2006)

En la práctica, la literatura moderna y las publicaciones internacionales utilizan con mayor frecuencia los kilopascales (kPa) o megapascales (MPa). En el trabajo de campo, se suelen utilizar los bares (especialmente en EE. UU.) o los centímetros de columna de agua para mayor claridad (Eash et al., 2016; Shukla, 2023).

3.5. ¿Cómo "Funciona" el Potencial Hídrico en el Suelo Real?

Llegamos a la parte más importante: el potencial hídrico es la fuerza motriz de todos los procesos que implican agua en el suelo.

El agua siempre se mueve de un potencial más alto (menos negativo) a un potencial más bajo (más negativo) —exactamente igual que el calor fluye de lo más caliente a lo más frío, y la corriente eléctrica de mayor a menor potencial (Foth, 1990; Weil, 2017; Shukla, 2023).

Ejemplo 1 (movimiento del agua en el suelo después de la lluvia).

• La capa superior del suelo está saturada de agua. Su potencial es cercano a cero (Ψ ≈ 0 kPa).
• La capa inferior permanece seca. Su potencial es fuertemente negativo (por ejemplo, Ψ = –100 kPa).
• El agua se moverá hacia abajo, desde el potencial alto al bajo, hasta que los potenciales se igualen (o hasta que la gravedad cambie el panorama).

Ejemplo 2 (ascenso capilar).

• Las aguas freáticas se encuentran a cierta profundidad. El potencial del agua en el nivel freático es ≈ 0 kPa.
• En las capas superiores, el suelo está seco, con un potencial negativo (por ejemplo, –50 kPa).
• El agua ascenderá, desde el potencial más alto (0) al más bajo (–50 kPa) —esto es lo que llamamos ascenso capilar.

Ejemplo 3 (absorción de agua por las raíces).

• Suelo húmedo: potencial del agua en el suelo Ψ_suelo = –100 kPa.
• Células de la raíz: para "absorber" agua, la raíz debe crear un potencial aún más negativo en sus vasos (por ejemplo, Ψ_raíz = –500 kPa).
• El agua se mueve del suelo a la raíz porque el potencial en la raíz es menor (más negativo) que en el suelo. Esto crea un gradiente de potencial que "tira" del agua (Weil, 2017; White, 2006).

3.6. El Potencial Hídrico como "Lenguaje Universal"

¿Por qué se considera el potencial hídrico como el lenguaje universal de la ciencia mundial?

Porque permite describir de manera unificada todos los procesos que implican agua —desde el movimiento en los poros hasta la absorción por las raíces y la transpiración por las hojas.

He aquí un ejemplo:

Vemos que esta tabla contiene una única escala para todos los objetos (atmósfera, planta, suelo). Este es el principal valor del potencial hídrico: permite comparar y predecir el movimiento del agua en cualquier parte del sistema "suelo‑planta‑atmósfera" (Weil, 2017; White, 2006).

3.7. Entender el Potencial sin Matemáticas Complejas

En esta lección evitamos fórmulas complejas, pero es importante dar una idea general de cómo se mide el potencial hídrico.

El método más directo es medir la humedad relativa del aire sobre una muestra de suelo. Cuanto más seco está el suelo (y más sales contiene), menor es la humedad del vapor sobre él. Esta relación se describe mediante la ecuación de Kelvin (Huang et al., 2012; White, 2006):

donde:

• R — constante de los gases;
• T — temperatura absoluta;
• Vₘ — volumen molar del agua;
• e/e₀ — humedad relativa del aire sobre el suelo (relación entre la presión de vapor real y la de saturación).

Esta fórmula muestra que el potencial está estrechamente relacionado con la presión de vapor de agua —y es en este principio en el que se basan los psicrómetros y otros instrumentos para medir Ψ en suelos secos (White, 2006; Shukla, 2023).

Para suelos más húmedos (de 0 a –100 kPa), se utilizan tensiómetros (instrumentos que miden la tensión del agua en los poros) —los discutiremos en la siguiente parte de la lección (Huang et al., 2012; Weil, 2017; Shukla, 2023).

Lo principal que hay que recordar:

El potencial hídrico es una característica integral que tiene en cuenta:

• todas las fuerzas que actúan sobre el agua (adhesión, cohesión, capilaridad, ósmosis, gravedad) —a través de los componentes correspondientes del potencial (que se tratan en la siguiente sección);
• la temperatura (a través de la dependencia de T en la ecuación);
• la composición salina (a través del componente osmótico).

Así pues, el potencial hídrico es la única magnitud que contiene toda la información sobre el "estado" del agua en el suelo. Reemplaza a docenas de características particulares y hace posible la predicción precisa del comportamiento de la humedad.

Resumen Breve sobre el Potencial Hídrico

• El potencial hídrico (Ψ) es la diferencia de energía libre entre el agua en el suelo y el agua libre pura (referente).
• Siempre es negativo (excepto en suelos saturados sin sales, donde Ψ ≈ 0).
• Cuanto más seco y de textura más fina es el suelo, más negativo es Ψ —más fuertemente está retenida el agua.
• Ψ se mide en kPa, bar, atm, cm H₂O (véase la tabla de conversión).
• El agua siempre se mueve de un Ψ más alto (menos negativo) a un Ψ más bajo (más negativo).
• Ψ es una medida universal que permite unificar todos los procesos en el sistema "suelo‑planta‑atmósfera" y darles una descripción cuantitativa.

4.1. Potencial Gravitacional (Ψ_g)

El potencial gravitacional es la contribución de la gravedad al potencial hídrico total. Está determinado por la altura del agua con respecto a un punto de referencia (normalmente la superficie del suelo o el nivel freático) (Weil, 2017; White, 2006; Shukla, 2023).

Propiedades clave:

• Ψ_g es siempre positivo (o cero) si el punto está por encima del nivel de referencia, y negativo si está por debajo. Esto se debe a que se debe gastar energía para elevar el agua a una altura, mientras que el agua situada por encima posee energía potencial capaz de realizar trabajo al descender.
• Depende solo de la altura y no de las propiedades del suelo (porosidad, textura).
• Ψg = ρw · g · z, donde ρ_w es la densidad del agua, g es la aceleración de la gravedad y z es la altura sobre el nivel de referencia (White, 2006; Shukla, 2023).

Importancia para el movimiento del agua: El potencial gravitacional es la principal fuerza motriz del flujo descendente del agua en el suelo (percolación, drenaje) y del ascenso durante el ascenso capilar (junto con el potencial matricial). Es lo que hace que el agua gravitacional drene después de la lluvia.

Importante: El potencial gravitacional actúa sobre toda el agua del suelo por igual, independientemente de su forma. Sin embargo, en los poros finos, su efecto se compensa con el potencial matricial, y el agua permanece en su lugar.

4.2. Potencial Matricial (Ψ_m)

El potencial matricial es el componente más importante y complejo para entender el comportamiento del agua en el suelo. Refleja la acción combinada de la adhesión, la cohesión y las fuerzas capilares que surgen en las interfaces agua‑fase sólida (matriz del suelo) y agua‑aire (meniscos) (Weil, 2017; White, 2006; Marshall et al., 1996).

¿Qué es la "matriz"? La matriz del suelo es el conjunto de partículas sólidas (minerales y orgánicas) y el espacio poroso. Cuando el agua interactúa con esta matriz, su energía disminuye.

Propiedades clave del potencial matricial:

• Ψ_m es siempre negativo (o cero en saturación completa), porque el agua, al interactuar con la fase sólida, pierde parte de su energía libre.
• Cuanto más seco está el suelo, más negativo es Ψ_m (porque el agua solo queda en los poros y películas más finos, donde las fuerzas de atracción son máximas) (Weil, 2017; White, 2006).
• Ψm depende de la humedad del suelo —esta es la relación principal que describe la curva de retención de agua (véase la siguiente sección). Cuanto menor es la humedad, más fuertemente se retiene el agua, más negativo es Ψm.
• Ψm depende del tamaño de los poros (capilares): en poros finos, Ψm es más negativo que en los grandes (White, 2006).

¿Por qué el potencial matricial es negativo? Imaginemos que queremos extraer agua del suelo —debemos realizar un trabajo para vencer la atracción hacia la superficie de las partículas y romper los meniscos capilares. Este trabajo es exactamente igual al valor absoluto del potencial matricial. Dado que la energía del agua en el suelo es menor que la del agua libre, el signo es negativo.

Importancia para las plantas: El potencial matricial determina con qué fuerza la planta debe "tirar" del agua del suelo. Cuanto más negativo es Ψm, mayor es el esfuerzo (potencial más negativo en las raíces) necesario para que el agua entre en la planta. Cuando Ψm cae por debajo de –1500 kPa, la mayoría de las plantas ya no pueden crear un gradiente suficiente —se produce la marchitez (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

4.3. Potencial Osmótico (Ψ_o)

El potencial osmótico (también llamado potencial de solutos o potencial de solución) se debe a la presencia en el agua del suelo de sales disueltas, iones y moléculas orgánicas. Estas partículas atraen a las moléculas de agua, formando capas de hidratación, y así disminuyen la energía libre del agua (Weil, 2017; White, 2006; Foth, 1990).

Propiedades clave:

• Ψ_o es siempre negativo (o cero para agua pura sin sales).
• La magnitud de Ψ_o es proporcional a la concentración de sustancias disueltas (cuantas más sales, más negativo es el potencial) (White, 2006; Shukla, 2023).
• Ψ_o no depende de las propiedades de la fase sólida, sino solo de la composición de la solución del suelo.

Diferencia importante con el potencial matricial: El potencial osmótico afecta al movimiento del agua solo en presencia de membranas semipermeables (por ejemplo, las paredes de las células de la raíz). En poros abiertos, sin membranas, las fuerzas osmóticas no crean un flujo dirigido de agua en el suelo —simplemente reducen el potencial total, pero el agua no se mueve por sí misma hacia la zona salina, porque no hay barrera. Sin embargo, si hay una membrana (por ejemplo, un pelo radicular), el agua se moverá a través de ella hacia la mayor concentración de sales (ósmosis), tratando de diluir la solución (Weil, 2017; White, 2006).

Importancia para las plantas: En suelos salinos, Ψ_o puede ser muy negativo (por ejemplo, –1000 kPa y menos). Esto significa que incluso si el suelo está húmedo, el potencial total (matricial + osmótico) es tan bajo que las raíces no pueden "superar" el agua —se produce una sequía fisiológica (las plantas se marchitan incluso cuando el suelo está húmedo) (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

Relación aproximada: Ψ_o (en kPa) ≈ –36 × CE, donde CE es la conductividad eléctrica de la solución del suelo en dS/m (Shukla, 2023). Esta relación empírica es útil para una estimación rápida.

4.4. Potencial de Presión (Hidrostático) (Ψ_p)

El potencial de presión (o potencial hidrostático) se da solo en suelos saturados (llenos de agua), cuando todos los poros están llenos de agua y esta se encuentra bajo una presión hidrostática positiva (Weil, 2017; White, 2006; Shukla, 2023).

Propiedades clave:

• Ψ_p es siempre positivo (o cero en el nivel de la superficie libre del agua —el nivel freático).
• Es igual a ρ_w · g · h, donde h es la profundidad por debajo del nivel freático (es decir, la altura de la columna de agua sobre el punto) (White, 2006).
• En suelo no saturado, Ψ_p = 0 (la presión es igual a la atmosférica) (Weil, 2017; White, 2006).

Relación importante: El potencial matricial (Ψm) y el potencial de presión (Ψp) no pueden existir simultáneamente en el mismo punto (excepto en zonas de transición). En suelo saturado, Ψm = 0 (el agua no es retenida por la matriz porque todos los poros están llenos), y Ψp > 0. En suelo no saturado, Ψp = 0 y Ψm < 0. Son como dos caras de la misma moneda: en el estado saturado, el agua experimenta presión; en el no saturado, tensión (Weil, 2017; White, 2006).

Importancia: El potencial de presión es importante para describir el movimiento del agua en la zona saturada (aguas freáticas, acuíferos). En agronomía, es importante para evaluar el encharcamiento, las inundaciones y el drenaje.

4.5. Otros Componentes (Brevemente)

En algunos casos especiales, se distinguen otros componentes:

• Potencial neumático — surge cuando cambia la presión del aire en el suelo (por ejemplo, durante la inyección de aire o cambios bruscos de la presión atmosférica). En condiciones normales, es insignificante (White, 2006).
• Potencial de sobrecarga — se tiene en cuenta para suelos expansivos, donde el peso de las capas superiores crea una presión adicional sobre el agua. Se utiliza más en geología de ingeniería que en agronomía (Shukla, 2023; Weil, 2017).

Para la práctica agronómica, generalmente es suficiente considerar tres componentes principales: Ψ_m, Ψ_o y Ψ_g, así como Ψ_p cuando hay aguas freáticas.

4.6. Cómo se Suman los Componentes al Potencial Total

El potencial hídrico total Ψ es la suma algebraica de todos los componentes que actúan. Esto significa que simplemente sumamos los valores (teniendo en cuenta los signos) en cada punto específico.

Ejemplos:

1. Suelo no saturado húmedo sin sales, en la superficie:

• Ψ_g = 0 (altura de referencia = superficie)
• Ψ_m = –30 kPa (típico para capacidad de campo de un suelo franco)
• Ψ_o ≈ 0 (sin sales)
• Ψ_p = 0 (no saturado)
• Ψ = –30 kPa — el agua está disponible para las plantas.

2. Suelo seco con ligera salinidad, en una pendiente (1 m por encima del nivel de referencia):

• Ψ_g = +10 kPa (aproximadamente 1 m H₂O = 9.8 kPa)
• Ψ_m = –1000 kPa (fuertemente retenida)
• Ψ_o = –200 kPa (sales)
• Ψ_p = 0
• Ψ = 10 – 1000 – 200 = –1190 kPa — el agua está prácticamente inaccesible.

3. Zona saturada por debajo del nivel freático (2 m por debajo del nivel del agua):

• Ψ_g = 0 (si la referencia es el nivel freático) o negativo (si la referencia es la superficie)
• Ψ_m = 0
• Ψ_p = +20 kPa (2 m H₂O)
• Ψ = +20 kPa — el agua está bajo presión positiva.

4.7. Por Qué los Componentes Son Importantes para la Práctica

Entender los componentes permite:

• Diagnosticar las causas del estrés de las plantas: si las plantas se marchitan con alta humedad, es probable que el componente osmótico (salinidad) sea grande.
• Predecir el movimiento del agua: si hay un gradiente de Ψ_m o Ψ_g en el perfil, se puede calcular la dirección y la velocidad del flujo (véase la ley de Darcy en lecciones posteriores).
• Evaluar la eficiencia del riego: al regar, hay que considerar no solo la cantidad de agua, sino también su potencial (el agua salina puede ser poco disponible incluso con alta humedad).
• Planificar la mejora de tierras: por ejemplo, el lavado de suelos salinos reduce Ψ_o, aumentando la disponibilidad de agua.

Tabla Resumen de los Componentes del Potencial Hídrico

Resumen Breve de los Componentes

• El potencial hídrico total Ψ se compone de varios componentes, cada uno correspondiente a un tipo específico de fuerza.
• El potencial matricial es el más importante para la agronomía; refleja la capacidad de retención del suelo y determina la disponibilidad de humedad.
• El potencial osmótico se vuelve crítico en condiciones salinas.
• El potencial gravitacional y el potencial de presión son importantes para describir los flujos de agua en el perfil y en la zona saturada.
• Conociendo los componentes, podemos predecir cuantitativamente si el agua se moverá, hacia dónde y con qué intensidad, y si la planta podrá utilizarla.

5.1. Constantes Hidrológicas del Suelo: Puntos Clave de Humedad

Las constantes hidrológicas del suelo son indicadores cuantitativos de la humedad que corresponden a valores específicos del potencial hídrico y caracterizan estados de transición del agua en el suelo (Mukha et al., 2003; Weil, 2017). Se pueden considerar como "puntos de referencia" en la escala continua de humedad, cada uno con un significado físico claro.

Constantes más importantes (del estado más húmedo al más seco):

1. Capacidad total de agua (CTA) — saturación máxima.

2. Capacidad de retención de agua (CRA) / Capacidad de campo (CC) — límite superior del agua disponible.

3. Humedad de ruptura capilar (HRC) — límite de movilidad del agua capilar.

4. Punto de marchitez (PM) — límite inferior del agua disponible.

5. Higroscopicidad máxima (HM) — agua retenida por sorción desde el vapor.

Examinemos cada una en detalle.

5.2. Cómo Afectan la Textura y la Estructura a la Retención de Agua

La capacidad de retención de agua del suelo está determinada por dos factores principales:

1. Composición granulométrica (textura) — tamaño de las partículas.

• Suelos arenosos (partículas grandes): pocos poros finos, el agua se retiene débilmente (Ψ_m bajo con la misma humedad). La CC es baja (10–15%), el PM es bajo (3–5%), pero el agua disponible (CC – PM) es relativamente pequeña (≈8–10%) (Weil, 2017; Eash et al., 2016).
• Suelos francos (tamaño intermedio): combinación óptima de poros de diferentes tamaños. La CC es alta (25–35%), el PM es moderado (10–15%), y el agua disponible es máxima (≈15–20%) (Weil, 2017).
• Suelos arcillosos (partículas finas): muchos poros finos, el agua se retiene con mucha fuerza. La CC es alta (35–45%), pero el PM también es alto (20–25%), por lo que el agua disponible es menor que en los suelos francos (≈15–20%, pero el agua es difícil de acceder a bajos potenciales) (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

2. Estructura del suelo — agregación.

• Suelo bien estructurado (con agregados de valor agronómico) tiene más macroporos (entre agregados) y más mesoporos (dentro de los agregados). Esto aumenta la porosidad total y mejora la relación agua‑aire en CC (Weil, 2017).
• Suelo sin estructura, compactado tiene menos poros grandes y más poros finos. Con la misma CC, la permeabilidad al aire es peor y la disponibilidad de agua para las raíces disminuye debido a la alta proporción de poros finos de difícil acceso (Weil, 2017).

Conclusión clave: La mejor capacidad de retención desde el punto de vista de la disponibilidad para las plantas la poseen los suelos francos estructurados —tienen una CC alta y un PM moderado, lo que proporciona la máxima reserva de agua disponible.

5.3. Estimación de las Reservas de Agua Productiva

En la práctica agronómica, es importante poder estimar cuantitativamente las reservas de agua disponible (productiva) en el suelo. Para ello se utilizan los siguientes indicadores (Mukha et al., 2003).

Reserva total de agua (RTA) — la cantidad total de agua en toda la capa de suelo estudiada (por ejemplo, en la zona radicular de 0–100 cm). Se calcula como la suma de las reservas de agua de cada horizonte (teniendo en cuenta su espesor, densidad aparente y humedad).

Reserva de agua de difícil acceso (RADA) — la cantidad de agua correspondiente al punto de marchitez (PM) para cada horizonte. Es el agua que no es utilizada por las plantas.

Reserva de agua productiva (RAP) — la diferencia entre la reserva total de agua y la reserva de agua de difícil acceso:

O, dicho de otro modo, es la cantidad de agua en el suelo por encima del punto de marchitez.

Fórmula para calcular la reserva de agua en una capa (Mukha et al., 2003):

donde:

• W — reserva de agua en la capa, m³/ha o mm de lámina de agua;
• a — humedad del suelo, % de la masa de suelo seco;
• dᵥ — densidad aparente del suelo (masa volumétrica), g/cm³;
• h — espesor de la capa, cm.

Conversión a mm de lámina de agua: 1 m³/ha = 0.1 mm de lámina de agua (Mukha et al., 2003). Esto es conveniente para comparar con las precipitaciones o las dosis de riego.

Evaluación de las reservas de agua productiva (adaptado de Mukha et al., 2003):

5.4. Ejemplo de Cálculo de la Reserva de Agua Productiva

Problema. Estimar la reserva de agua productiva en la capa de 0–50 cm. Datos conocidos:

• Capa 0–20 cm: densidad aparente 1.2 g/cm³, humedad 25%; PM para esta capa es 12%.
• Capa 20–50 cm: densidad aparente 1.4 g/cm³, humedad 22%; PM es 10%.

Solución:

1. Reserva total de agua:

• Capa 0–20 cm: W₁ = 25 · 1.2 · 20 = 600 m³/ha = 60 mm.
• Capa 20–50 cm: W₂ = 22 · 1.4 · 30 = 924 m³/ha = 92.4 mm.
• RTA = 600 + 924 = 1524 m³/ha = 152.4 mm.

2. Reserva de agua de difícil acceso (RADA, a PM):

• Capa 0–20 cm: W_PM₁ = 12 · 1.2 · 20 = 288 m³/ha = 28.8 mm.
• Capa 20–50 cm: W_PM₂ = 10 · 1.4 · 30 = 420 m³/ha = 42 mm.
• RADA = 288 + 420 = 708 m³/ha = 70.8 mm.

3. Reserva de agua productiva (RAP):

• RAP = 152.4 – 70.8 = 81.6 mm.

Evaluación: Según la tabla para la capa de 0–50 cm (intermedia entre 0–20 y 0–100 cm), una reserva de unos 81 mm corresponde a un buen suministro de agua.

Resumen Breve sobre la Capacidad de Retención de Agua

• La capacidad de retención de agua es una propiedad compleja descrita por un sistema de constantes hidrológicas del suelo.
• La capacidad de retención de agua (capacidad de campo) y el punto de marchitez son las dos constantes clave que determinan la reserva de agua productiva (disponible).
• La diferencia entre CC y PM es el agua disponible que puede ser utilizada por las plantas.
• Las mayores reservas de agua disponible son características de los suelos francos estructurados.
• El cálculo de las reservas de agua productiva permite evaluar cuantitativamente el suministro de agua a los cultivos y planificar las medidas de mejora de tierras.
• La higroscopicidad máxima (HM) es la "reserva muerta" de agua, que nunca se considera como disponible.

6.1. ¿Qué es la Curva de Retención de Agua?

La curva de retención de agua (soil water retention curve, SWC) es una representación gráfica de la relación funcional entre el contenido de agua del suelo (generalmente el contenido volumétrico de agua θᵥ, en %) y el potencial matricial (Ψₘ), expresado con mayor frecuencia en una escala logarítmica (Weil, 2017; White, 2006; Huang et al., 2012; Eash et al., 2016; Shukla, 2023).

Normalmente, en el gráfico:

• Eje X (horizontal) — contenido volumétrico de agua θᵥ (en % o m³/m³), aumentando de izquierda a derecha.
• Eje Y (vertical) — potencial matricial Ψₘ (en kPa, bar o cm H₂O), a menudo en escala logarítmica (es decir, pF), porque el rango de potencial es enorme —de 0 a cientos de miles de kPa. La escala logarítmica permite una representación compacta de todo el rango, desde la saturación hasta el estado seco al aire (Weil, 2017; White, 2006).

La curva se determina experimentalmente para cada horizonte genético o capa del suelo. Se satura una muestra de suelo con agua y luego se imponen secuencialmente varios valores de potencial matricial (por ejemplo, mediante tensiómetros, mesas de succión, aparatos de placa de presión) y se mide la humedad correspondiente. Los puntos obtenidos se unen con una curva suave (Weil, 2017; White, 2006; Shukla, 2023).

6.2. ¿Qué Muestra la Curva de Retención de Agua?

La curva de retención de agua proporciona tres tipos de información fundamental:

6.3. Influencia de la Textura y la Estructura en la Forma de la Curva

La forma de la curva de retención depende en gran medida de la composición granulométrica (textura) y de la estructura del suelo (Weil, 2017; White, 2006; Eash et al., 2016; Shukla, 2023).

6.4. La Escala pF: Representación Logarítmica del Potencial

En la literatura edafológica en español y europea se utiliza ampliamente el concepto de pF (Mukha et al., 2003; White, 2006). Es el logaritmo (en base 10) del valor absoluto del potencial matricial expresado en centímetros de columna de agua:

Ejemplos de conversión:

Ventajas de la escala pF:

• Representa de forma compacta el enorme rango de cambios de potencial (de 0 a 7 y más).
• Conveniente para graficar —la escala logarítmica en el eje Y hace que la curva sea más ilustrativa.
• En trabajos antiguos y muchos modernos sobre física del suelo se utilizan valores de pF (Mukha et al., 2003; White, 2006).

Limitación: pF no es una unidad del SI. En las publicaciones internacionales se utilizan cada vez más kPa o MPa, pero comprender el pF es necesario para leer la literatura especializada.

6.5. Influencia de la Pendiente: Capacidad de Agua Diferencial

La pendiente de la curva de retención en cada punto (dθ/dΨₘ o dθ/d(pF)) tiene un significado físico —es la capacidad de agua diferencial (o capacidad específica de retención de agua) (White, 2006; Huang et al., 2012). Muestra cuánta agua se libera por unidad de disminución del potencial.

• Pendiente pronunciada (gran valor de dθ/dΨ) significa que un pequeño aumento de la fuerza de retención provoca una disminución significativa de la humedad (característico de suelos arenosos a altos potenciales).
• Pendiente suave (pequeño valor) significa que incluso un gran cambio de potencial da solo un pequeño cambio de humedad (característico de suelos arcillosos a bajos potenciales).

Importancia práctica: La capacidad de agua diferencial es importante para calcular la velocidad del movimiento del agua en el suelo no saturado (véase la ley de Darcy, lecciones 5–6). También permite estimar la rapidez con que el suelo cede agua a las plantas cuando disminuye el potencial en la zona radicular.

6.6. Histéresis: Por Qué la Curva es Diferente al Humedecer y al Secar

Una de las características más importantes de la curva de retención es la histéresis (Weil, 2017; White, 2006; Marshall et al., 1996; Shukla, 2023). Este fenómeno consiste en que la curva obtenida durante el secado (disminución de la humedad) no coincide con la curva obtenida durante el humedecimiento (aumento de la humedad): al mismo potencial matricial, la humedad en la curva de secado es mayor que en la curva de humedecimiento (Weil, 2017; White, 2006).

Causas de la histéresis:

1. Efecto "cuello de botella" (efecto tinta en botella) — los poros tienen formas irregulares: cavidades anchas conectadas por cuellos estrechos. Durante el secado, el agua se retiene en la parte ancha hasta que el potencial es lo suficientemente bajo como para romper el menisco a través del cuello estrecho. Durante el humedecimiento, por el contrario, las cavidades anchas se llenan solo después de que el agua pasa por los cuellos estrechos, lo que requiere un potencial más alto (menos negativo). Como resultado, al mismo potencial, la curva de secado tiene una humedad mayor (Weil, 2017; Marshall et al., 1996).

2. Diferentes ángulos de contacto para el agua que avanza y la que retrocede —es mayor durante el humedecimiento (efectos hidrófobos), lo que reduce la presión capilar (Marshall et al., 1996; Weil, 2017).

3. Atrapamiento de aire durante el humedecimiento —parte de los poros quedan llenos de aire, por lo que la humedad en la saturación en la curva de humedecimiento es ligeramente inferior a la de la curva de secado (Weil, 2017).

4. Hinchamiento y contracción de los suelos arcillosos —durante el secado, el volumen de los poros disminuye, y durante el humedecimiento aumenta, lo que también cambia la forma de la curva (Weil, 2017; Marshall et al., 1996).

Importancia práctica de la histéresis:

• Con la misma humedad, el agua en un suelo en secado (después de la lluvia) se retiene con menos fuerza (potencial menos negativo) que en un suelo en humedecimiento (durante el ascenso capilar o el riego ligero). Esto significa que en un suelo que se está secando, el agua es más disponible que en uno que se está humedeciendo hasta la misma humedad.
• Para un cálculo preciso del balance hídrico, es necesario saber por qué rama (secado o humedecimiento) sigue el proceso en cada momento.
• En la práctica agronómica, se suele utilizar la curva de secado, porque en el campo el suelo se seca con mayor frecuencia después de la lluvia o el riego (Weil, 2017; White, 2006).

6.7. ¿Cómo se Utiliza la Curva de Retención en la Práctica?

1. Evaluación de las reservas de agua disponible para la planificación del riego.

Conociendo la curva para la zona radicular, se puede determinar Ψₘ a partir de la humedad medida y viceversa. Esto permite calcular con precisión cuánta agua sigue disponible para las plantas y cuándo es necesario regar (Eash et al., 2016; Shukla, 2023).

2. Diagnóstico de la fertilidad del suelo.

La forma de la curva (especialmente la pendiente y la posición relativa a los ejes) proporciona información sobre la calidad de la estructura, el grado de compactación, la salinidad y el contenido de materia orgánica (Weil, 2017).

3. Mejora de tierras y evaluación de la aptitud del suelo para el riego.

La comparación de las curvas de diferentes horizontes permite evaluar cómo se distribuirá el agua en el perfil, si es posible el ascenso capilar y si se producirá encharcamiento (White, 2006).

4. Modelización del régimen hídrico.

La curva de retención es un parámetro de entrada obligatorio para todos los modelos matemáticos de movimiento de agua y sales en el suelo (por ejemplo, HYDRUS, SWAP). Sin ella, los cálculos son imposibles (Huang et al., 2012; Shukla, 2023).

5. Evaluación del riesgo de sequía.

Conociendo la curva y la humedad actual, se puede determinar cuántos días (con una evapotranspiración media) el suelo podrá suministrar agua a las plantas antes de alcanzar el PM (Eash et al., 2016).

6.8. Ejemplo: Tres Curvas — Tres Suelos

Consideremos tres curvas de retención típicas (según Weil, 2017; White, 2006; Shukla, 2023, véase la Fig. 5.12 en Weil, 2017).

Conclusión: El suelo franco proporciona la mayor reserva de agua disponible, y esta agua se distribuye en un amplio rango de potenciales, lo que garantiza un agotamiento gradual. La arena tiene poca agua disponible y se agota rápidamente. La arcilla tiene mucha agua, pero una parte significativa es de difícil acceso.

Resumen Breve sobre la Curva de Retención de Agua

• La curva de retención de agua es una característica fundamental del suelo que relaciona la humedad y el potencial matricial.
• En ella se identifican fácilmente todas las constantes hidrológicas del suelo básicas (CC, PM, HM, etc.).
• La forma de la curva está determinada por la textura y la estructura: arena —pronunciada, arcilla —plana, franco —óptima.
• La escala pF (logaritmo del potencial en cm H₂O) es una forma conveniente de representar de forma compacta un amplio rango de potenciales.
• La histéresis —la diferencia entre las curvas de secado y humedecimiento— se debe a la geometría compleja de los poros, al ángulo de contacto y al hinchamiento.
• La curva de retención es una herramienta esencial para calcular el balance hídrico, planificar el riego, evaluar la fertilidad y modelizar.

7.1. La Disponibilidad como Función del Potencial Hídrico

Las plantas absorben agua de forma pasiva (principalmente) —el agua entra en las raíces a lo largo de un gradiente de potencial hídrico desde el suelo hacia la raíz (Weil, 2017; White, 2006). Para ello, las células de la raíz deben crear un potencial hídrico más negativo en sus vasos que el agua del suelo. Cuanto menor (más negativo) es el potencial del agua del suelo, mayor es el "esfuerzo" (es decir, un potencial más negativo en las raíces) que debe realizar la planta.

Por lo tanto, la disponibilidad no está determinada tanto por la humedad en sí, sino por la diferencia de potencial Ψsuelo – Ψraíz que la planta puede generar (Eash et al., 2016; Weil, 2017).

Límites clave en la escala de potencial (según Weil, 2017; White, 2006; Eash et al., 2016):

• Ψ_suelo > –30 kPa (alrededor de CC) — el agua es fácilmente disponible, la absorción es activa.
• Ψ_suelo ≈ –100…–300 kPa — la disponibilidad comienza a disminuir, pero muchos cultivos todavía pueden absorber agua a velocidades suficientes.
• Ψ_suelo ≈ –1500 kPa — límite estándar de disponibilidad. La mayoría de los cultivos agrícolas (maíz, trigo, soja, etc.) no pueden crear un potencial más negativo en las raíces, por lo que se produce la marchitez permanente (Weil, 2017; Eash et al., 2016). Algunas plantas resistentes a la sequía (xerófitas, por ejemplo, algunas especies de ajenjo, saxaul) pueden extraer agua a potenciales de hasta –3000…–8000 kPa (Weil, 2017; White, 2006).
• En Ψ_suelo < –3100 kPa (HM), el agua se retiene casi exclusivamente por fuerzas de sorción y es inaccesible para todas las plantas superiores.

Importante: El punto de marchitez (PM) es un valor convencional adoptado para facilitar la comparación. En realidad, este límite difiere entre las especies vegetales y también depende de la velocidad de evaporación (en un día caluroso y ventoso, la marchitez puede ocurrir a un potencial más alto) (Weil, 2017; White, 2006). Por ello, en agronomía se utiliza a menudo el "umbral de riego" —la humedad a la que se debe iniciar el riego para evitar la reducción del rendimiento. Suele estar por encima del PM (por ejemplo, a Ψ ≈ –500…–800 kPa) (Eash et al., 2016; White, 2006).

7.2. Disponibilidad de Agua y Características Texturales‑Estructurales del Suelo

Como vimos en las curvas de retención, diferentes suelos al mismo potencial contienen diferentes cantidades de agua. Esto afecta directamente a la reserva de agua disponible y a la velocidad de suministro a las raíces.

Conclusión (Weil, 2017; Eash et al., 2016): Los suelos francos estructurados proporcionan la mejor disponibilidad de agua, porque combinan una reserva suficientemente grande y una buena conductividad hidráulica. Las arcillas a menudo adolecen de un mal movimiento del agua hacia las raíces incluso con alta humedad, creando una "sequía fisiológica" (las plantas sufren estrés incluso con alta humedad). Las arenas, por el contrario, ceden el agua rápidamente, pero su reserva es demasiado pequeña.

Influencia de la estructura: Un suelo bien agregado tiene mesoporos dentro de los agregados que retienen el agua disponible, y macroporos entre los agregados que proporcionan drenaje y aireación. Al compactarse, los macroporos se destruyen, aumenta la proporción de poros finos y la curva de retención se desplaza: la CC puede disminuir ligeramente, pero el PM aumenta (debido al mayor número de poros finos), y el agua disponible disminuye, mientras que el agua se vuelve más difícil de acceder (Weil, 2017). Este es uno de los mecanismos del impacto negativo de la compactación del suelo sobre las plantas.

7.3. El Segundo Factor Clave: Velocidad del Movimiento del Agua hacia las Raíces

Incluso si el agua está presente en el suelo en una forma disponible (potencial por encima del PM), debe llegar a la raíz a una velocidad suficiente para satisfacer la demanda de transpiración. Este aspecto se pasa por alto a menudo, pero es crítico (Weil, 2017; White, 2006; Eash et al., 2016).

La conductividad hidráulica (K) del suelo no saturado disminuye bruscamente con la disminución de la humedad (es decir, con la disminución del potencial) (White, 2006; Weil, 2017). En suelos arenosos, a potenciales superiores a –100 kPa, la conductividad sigue siendo alta, pero cuando la humedad se acerca al PM, K se vuelve muy pequeña. En suelos arcillosos, K en saturación es baja, pero al disminuir el potencial, disminuye de forma menos drástica; sin embargo, los valores absolutos son siempre inferiores a los de las arenas.

Como resultado:

• En el suelo arenoso con humedad cercana a la capacidad de campo, el agua llega fácilmente a las raíces. Pero en cuanto la reserva disponible se reduce a la mitad, la conductividad puede caer tanto que las raíces no puedan captarla, y las plantas sufran estrés incluso con una humedad superior al PM (Weil, 2017).
• En el suelo arcilloso, el agua se mueve lentamente siempre, por lo que las plantas pueden sufrir un déficit hídrico incluso con una humedad relativamente alta debido a la lenta reposición de agua alrededor de las raíces.

Conclusión práctica: Para evaluar la disponibilidad, es importante conocer no solo la cantidad de agua, sino también la velocidad con que puede moverse hacia las raíces. En agronomía se utiliza a menudo el concepto de "humedad crítica" —la humedad a la que la conductividad hidráulica disminuye tanto que el suministro de agua no puede satisfacer la demanda. Suele ser superior al PM y depende del cultivo y de las condiciones meteorológicas (Eash et al., 2016; White, 2006).

7.4. Potencial Osmótico y Salinidad: Cuando el Agua Está Presente pero es "Inaccesible"

Como se discutió en la Sección 4, el potencial osmótico (Ψₒ) reduce el potencial hídrico total de la solución del suelo. En suelos salinos, Ψₒ puede ser muy negativo (por ejemplo, –1000 kPa y menos). Esto significa que el potencial hídrico total Ψ = Ψₘ + Ψₒ se vuelve significativamente más negativo que el potencial matricial por sí solo (Weil, 2017; White, 2006; Shukla, 2023).

Para la planta, esto se manifiesta como:

• La raíz debe crear un potencial más negativo que la suma de los potenciales matricial y osmótico del suelo para absorber agua.
• Si hay muchas sales en el suelo, las raíces deben gastar energía adicional en la regulación osmótica (acumulando sales en las células) para reducir su potencial interno.
• Cuando el potencial osmótico del suelo se vuelve demasiado bajo, incluso con suelo húmedo (Ψₘ alto), el Ψ total puede ser inferior al que la raíz puede generar. Entonces se produce una sequía fisiológica —la planta se marchita a pesar de la presencia de agua en el suelo (Weil, 2017; Eash et al., 2016).

Evaluación del impacto de la salinidad:

• Con una conductividad eléctrica de la solución del suelo > 4 dS/m (≈ –144 kPa de potencial osmótico), los cultivos sensibles ya comienzan a sufrir.
• Con 8–10 dS/m (≈ –300…–360 kPa), muchos cultivos moderadamente tolerantes se ven afectados.
• Con > 16 dS/m (≈ –576 kPa), solo las plantas tolerantes a la sal (halófitas) pueden desarrollarse normalmente (Shukla, 2023; Weil, 2017).

Conclusión práctica: Al evaluar la disponibilidad de agua en zonas salinas, hay que tener en cuenta el componente osmótico. El riego no solo debe humedecer, sino también proporcionar un régimen de lavado para eliminar las sales de la zona radicular (Eash et al., 2016; Weil, 2017).

7.5. El Concepto de "Rango de Humedad Menos Limitante" (LLWR)

La definición tradicional de agua disponible (CC–PM) no tiene en cuenta dos limitaciones importantes: la deficiencia de oxígeno en condiciones de excesiva humedad y la alta resistencia mecánica del suelo al secarse intensamente. Por ello, en la agrofísica moderna se utiliza un enfoque más completo: el Rango de Humedad Menos Limitante (Least Limiting Water Range, LLWR) (Weil, 2017).

Idea del LLWR:

El rango de humedades en el que se cumplen simultáneamente tres condiciones para el crecimiento normal de las raíces:

1. Aireación suficiente (contenido de aire en los poros > 10% en volumen) — limita el límite superior del rango (demasiado húmedo).

2. Agua suficiente (potencial por encima del PM, es decir, > –1500 kPa) — limita el límite inferior de forma tradicional.

3. La resistencia mecánica del suelo no supera los ~2000 kPa (es decir, las raíces pueden penetrar sin un esfuerzo excesivo) — al secarse intensamente, el suelo se endurece y las raíces no pueden crecer (Weil, 2017).

Cómo funciona esto en la práctica:

• En un suelo suelto y bien estructurado, el LLWR coincide casi con el rango CC–PM, porque la aireación es suficiente incluso en CC, y la resistencia mecánica se vuelve crítica solo con una humedad cercana al PM (Weil, 2017).
• En un suelo compactado, el LLWR es significativamente más estrecho: el límite superior (aireación) se desplaza hacia abajo (a menor humedad, el aire es desplazado), y el límite inferior (resistencia mecánica) se desplaza hacia arriba (el suelo se vuelve demasiado duro ya con una humedad superior al PM). Como resultado, el rango de humedades favorable para las raíces se reduce considerablemente (Weil, 2017).

Ilustración (Weil, 2017, Fig. 5.39):

• Franco no compactado: LLWR ≈ 15–30% de humedad.
• Franco compactado: LLWR ≈ 20–25% — el rango se estrecha, las raíces solo pueden crecer en un intervalo estrecho de humedad.

Importancia agronómica: La consideración del LLWR permite predecir con mayor precisión cuándo el suelo se vuelve desfavorable para el crecimiento de las raíces y planificar medidas para combatir la compactación (labranza, adición de materia orgánica) y regular el régimen hídrico.

7.6. Disponibilidad de Agua en Diferentes Partes del Perfil y el Papel del Sistema Radicular

La disponibilidad de agua no está determinada solo por las propiedades de una sola capa, sino por todo el perfil del suelo y la profundidad de penetración de las raíces (Weil, 2017; Eash et al., 2016; White, 2006).

• La reserva de agua disponible en el perfil se calcula como la suma del agua disponible en cada horizonte penetrado por las raíces (véase la Sección 5.3). Cuanto más profundas son las raíces, mayor es el volumen de suelo que pueden "explorar" y más agua disponible pueden utilizar (Weil, 2017; Eash et al., 2016).
• En condiciones de sequía, las plantas con sistemas radiculares profundos (por ejemplo, la alfalfa, el girasol) pueden extraer la humedad de horizontes profundos, donde la humedad sigue siendo alta, mientras que la capa superficial ya se ha secado (Weil, 2017; Eash et al., 2016).
• La estratificación (capas) del perfil puede afectar en gran medida la disponibilidad. Por ejemplo, si una fina capa franca se encuentra sobre arena, el agua del suelo franco no drenará hacia la arena (barrera capilar) y el agua disponible en la capa superior se conserva durante más tiempo (Weil, 2017; White, 2006). Por el contrario, si la arena se encuentra sobre el suelo franco, el agua drena rápidamente hacia abajo y la capa superior se seca.

Conclusión práctica: Al evaluar el suministro de agua, es necesario considerar no solo las propiedades de cada horizonte, sino también el espesor de la zona radicular y las posibles barreras al movimiento del agua y de las raíces.

7.7. Recomendaciones Prácticas para el Agrónomo

1. Para las decisiones de riego, es mejor basarse no en una humedad fija, sino en el potencial hídrico (medido con tensiómetros) o en la reserva de agua productiva como fracción de la CC (por ejemplo, regar cuando descienda al 60–70% de la CC para la mayoría de los cultivos) (Eash et al., 2016; Weil, 2017).

2. Tenga en cuenta la textura: en arenas, los riegos deben ser más frecuentes pero con dosis menores; en arcillas, menos frecuentes pero con dosis mayores (teniendo en cuenta la lenta infiltración) (Eash et al., 2016).

3. Preste atención a la compactación: estrecha el LLWR, perjudica la aireación con alta humedad y aumenta la resistencia mecánica al secarse. La labranza regular y la adición de materia orgánica mejoran la estructura (Weil, 2017).

4. En zonas salinas, realice riegos de lavado y controle el potencial osmótico (mediante la conductividad eléctrica). Para calcular las necesidades de lavado, utilice el conocimiento de la curva de retención y las sales (Weil, 2017; Shukla, 2023).

5. Para pronosticar el desarrollo de la sequía, utilice los datos de humedad y la curva de retención para calcular cuántos días durará la reserva de agua disponible actual con una evapotranspiración media diaria (Eash et al., 2016).

7.8. Tabla Resumen: Disponibilidad y Factores

Resumen Breve sobre la Disponibilidad de Agua

• La disponibilidad de agua para las plantas no está determinada por su cantidad, sino por el estado energético (potencial hídrico) y la velocidad de suministro (conductividad hidráulica).
• El límite inferior de disponibilidad es el punto de marchitez a Ψ = –1500 kPa (convencionalmente para la mayoría de los cultivos).
• El límite superior es la humedad a la que la aireación se ve perjudicada (≈ CC, pero en suelos compactados la humedad crítica puede ser menor).
• El concepto LLWR (rango de humedad menos limitante) proporciona una evaluación más realista de las condiciones para las raíces que la simple diferencia CC–PM.
• La salinidad y la compactación reducen significativamente la disponibilidad, requiriendo medidas especiales (lavado, labranza, materia orgánica).
• Para la gestión práctica del riego y la mejora de tierras, es necesario utilizar la curva de retención de agua y medir el potencial hídrico o la reserva de agua productiva.

Conclusión de la Lección

Hemos recorrido el camino desde la pregunta "¿por qué el agua en el suelo no se comporta como en un vaso?" hasta comprender que la disponibilidad de agua para las plantas es una función compleja del estado energético, la estructura del espacio poroso y la velocidad de movimiento. Nos hemos familiarizado con las formas del agua, las fuerzas de retención, el potencial hídrico y sus componentes, las constantes hidrológicas del suelo, la curva de retención de agua y, finalmente, con cómo se aplican todos estos conocimientos para evaluar el suministro de agua a las plantas.

Principales conclusiones de la lección:

1. El agua en el suelo es retenida por un complejo de fuerzas (adhesión, cohesión, capilaridad, ósmosis, gravedad), lo que hace que su comportamiento sea fundamentalmente diferente al del agua libre.

2. El potencial hídrico es un lenguaje universal que permite describir cuantitativamente el estado energético del agua y predecir su movimiento.

3. La principal contribución a la retención de agua en el suelo no saturado proviene del potencial matricial, relacionado con el tamaño de los poros y el espesor de las películas de agua.

4. La curva de retención de agua relaciona gráficamente la humedad y el potencial matricial, permitiendo determinar todas las constantes clave (CC, PM, HM) y estimar el espacio poroso.

5. La disponibilidad de agua para las plantas no está determinada tanto por su cantidad, sino por el potencial y la conductividad hidráulica; la salinidad y la compactación la limitan significativamente.

6. Para la agricultura práctica, estos conocimientos deben utilizarse para optimizar el riego, combatir la compactación y mejorar los suelos salinos.

Estos principios servirán de base para las próximas lecciones sobre el movimiento del agua en el suelo, los regímenes hídricos, el riego y la mejora de tierras. Comprender la física de la humedad del suelo es la clave para una gestión sostenible de los recursos hídricos en la agricultura.