Régimen Hídrico del Suelo

1.1. Definición y esencia del balance hídrico

Al comenzar el estudio del régimen hídrico, es necesario distinguir primero dos conceptos fundamentales:

• Balance hídrico es la expresión cuantitativa de la entrada y salida de agua en el suelo durante un período determinado (White, 2006; Mukha et al., 2003). Responde a la pregunta «¿Cuánta agua entró y cuánta salió?».
• Régimen hídrico es el conjunto de procesos de entrada, movimiento, retención y gasto de agua en el suelo (Mukha et al., 2003). Responde a la pregunta «¿Cómo se comporta el agua en el suelo?» —a qué velocidad se mueve, dónde se retiene, qué fuerzas actúan sobre ella.

El balance hídrico se describe mediante una ecuación basada en la ley de conservación de la masa. En su forma más general para el perfil del suelo, se presenta como sigue (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017):

donde:

• W₀ — reserva inicial de agua en el suelo;
• P — precipitación atmosférica;
• I — agua de riego (irrigación);
• G — aporte de agua desde las aguas subterráneas (ascenso capilar);
• C — condensación del vapor de agua en el suelo;
• R_in — escorrentía superficial y lateral subsuperficial;
• ET — evapotranspiración total (evaporación física desde la superficie del suelo + transpiración de las plantas);
• R_out — escorrentía superficial;
• D — percolación profunda (infiltración más allá de la capa radicular);
• W_1 — reserva final de agua en el suelo.

En forma simplificada para las necesidades de la producción agrícola y sin considerar el aporte freático, la ecuación del balance hídrico se escribe a menudo como (Weil & Brady, 2017):

donde ΔW es el cambio en la reserva de agua en el suelo durante el período considerado.

1.2. Componentes de la parte de entrada del balance

Precipitación atmosférica (P) — la principal fuente de entrada de agua al suelo en la mayoría de las zonas naturales. Sin embargo, no toda el agua que cae con la lluvia o la nieve alcanza la superficie del suelo. Una parte significativa es interceptada por la cubierta vegetal (goteo, escurrimiento por los tallos) y retorna a la atmósfera mediante evaporación. En los ecosistemas forestales, la intercepción puede representar del 10 al 40% o más del total de precipitaciones (Weil & Brady, 2017).

Riego (I) — reposición artificial de las reservas de agua, que desempeña un papel fundamental en las regiones áridas. Al calcular el balance hídrico, es importante considerar no solo la cantidad de agua aplicada, sino también su distribución y las pérdidas por evaporación durante el riego.

Ascenso capilar desde las aguas subterráneas (G) — proceso por el cual el agua asciende a través de los poros capilares desde el nivel freático hasta la capa radicular. Esta fuente es especialmente significativa en suelos con nivel freático poco profundo. La altura del ascenso capilar depende de la textura: en arenas no supera los 0,5–0,8 m; en francos puede alcanzar 3–6 m (Mukha et al., 2003).

Condensación del vapor de agua (C) — proceso de transición del vapor de agua del aire del suelo a la fase líquida. Es especialmente importante en condiciones de marcadas fluctuaciones diarias de temperatura, características de los paisajes desérticos y semidesérticos (White, 2006).

1.3. Componentes de la parte de salida del balance

Evapotranspiración (ET) — pérdida total de agua, compuesta por dos procesos:

• Evaporación física (E) — transición del agua del estado líquido al vapor desde la superficie del suelo;
• Transpiración (T) — evaporación del agua por las plantas a través del aparato estomático de las hojas.

Para la mayoría de los cultivos agrícolas, la transpiración constituye la mayor parte del gasto de agua. Es importante comprender que la intensidad de la transpiración no solo está regulada por la disponibilidad de humedad en el suelo, sino también por mecanismos fisiológicos de las plantas (cierre de estomas bajo estrés hídrico) (Weil & Brady, 2017).

Escorrentía superficial (R_out) — agua que no ha tenido tiempo de infiltrarse en el suelo y ha escurrido por la superficie. Se distinguen dos mecanismos de formación de escorrentía (White, 2006):

• Por exceso de infiltración — ocurre cuando la intensidad de la lluvia supera la velocidad de infiltración del suelo;
• Por saturación — ocurre cuando el suelo está completamente saturado de agua y no puede aceptar nuevas porciones de humedad.

Percolación profunda (D) — agua que ha salido de la capa radicular, ha pasado a horizontes profundos y ha recargado las reservas de agua subterránea. En algunos contextos, este proceso se denomina percolación o pérdidas por drenaje (Weil & Brady, 2017; White, 2006).

1.4. Reservas de agua en el suelo y su evaluación cuantitativa

Para la práctica agronómica, los dos indicadores más importantes que caracterizan la cantidad de agua en el suelo son:

Reserva total de agua (RTA) — cantidad total de agua en todo el perfil del suelo. Se calcula sumando las reservas de agua por horizontes genéticos (Mukha et al., 2003):

donde:

• W_i — humedad del horizonte (en % de la masa de suelo seco);
• ρ_bi — densidad aparente del horizonte;
• h_i — espesor del horizonte.

Reserva de humedad productiva (útil) (RHP) — cantidad de agua disponible para las plantas. Se define como la diferencia entre la reserva total de agua y la reserva de humedad no disponible (muerta) — agua retenida por el suelo con una fuerza superior a la fuerza de succión de las raíces (humedad en el punto de marchitez permanente) (Mukha et al., 2003):

donde RNM es la reserva de humedad no disponible (a humedad de marchitez).

En la práctica agronómica, las reservas de humedad productiva se evalúan mediante la siguiente escala (para la capa de 0–100 cm) (Mukha et al., 2003):

1.5. Factores que afectan el balance hídrico

El balance hídrico del suelo está determinado por la interacción de tres grupos de factores:

1. Condiciones climáticas — cantidad y distribución de las precipitaciones, temperatura del aire, velocidad del viento, humedad relativa. Estos parámetros determinan la magnitud de la evaporación potencial (evaporatividad) (White, 2006; Weil & Brady, 2017).

2. Propiedades del suelo — composición textural y mineralógica, densidad aparente, estructura, contenido de materia orgánica. De ellas dependen la capacidad de retención de agua, la permeabilidad y la conductividad hidráulica del suelo.

3. Cubierta vegetal e impacto antrópico — tipo de vegetación, profundidad del sistema radicular, riego, drenaje, prácticas agronómicas.

2.1. Definición y diferencia con el balance hídrico

Si el balance hídrico es una característica cuantitativa que describe la relación entre la entrada y salida de agua en el suelo durante un período determinado (cuánta agua entró y cuánta salió), entonces el régimen hídrico es una característica cualitativo-dinámica que refleja el conjunto de procesos de entrada, movimiento, retención y gasto de agua en el suelo que ocurren en el tiempo (Mukha et al., 2003).

Así, el régimen hídrico responde a la pregunta «¿cómo se comporta el agua en el suelo?» — a qué velocidad se mueve, en qué formas se retiene, en qué dirección se desplaza, cómo cambia su estado a lo largo del día, la estación o el año.

El régimen hídrico incluye cuatro procesos principales (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017):

1. Entrada — cómo el agua llega al suelo (infiltración de lluvia y agua de riego, ascenso capilar desde el nivel freático, condensación del vapor de agua);

2. Movimiento — cómo el agua se desplaza dentro del perfil del suelo (flujos descendentes y ascendentes, movimiento lateral);

3. Retención — cómo y en qué formas el agua se mantiene en el suelo (fuerzas de sorción, capilares y gravitatorias);

4. Pérdidas — cómo el agua abandona el suelo (evaporación física, transpiración de las plantas, escorrentía superficial, percolación profunda).

El régimen hídrico es el resultado integral de la interacción de las condiciones climáticas, las propiedades del suelo (textura, densidad, estructura, contenido de materia orgánica), el relieve y la cubierta vegetal (White, 2006). Por lo tanto, el régimen hídrico de un suelo particular es variable en el tiempo: depende de la estación del año, las condiciones meteorológicas, la fase de desarrollo de las plantas y el carácter del impacto antrópico.

2.2. Formas de agua en el suelo: base para comprender el régimen hídrico

Para una gestión adecuada del régimen hídrico, es necesario conocer en qué formas puede encontrarse el agua en el suelo y cómo estas formas se diferencian en movilidad y disponibilidad para las plantas. El agua en el suelo es retenida por fuerzas de diferente naturaleza —sorción (atracción hacia la superficie de partículas sólidas), capilares (fuerzas de menisco), gravitatorias (gravedad) (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

2.3. Constantes hidrológicas del suelo y su significado

Las constantes hidrológicas del suelo son valores de humedad del suelo que corresponden a un estado energético determinado del agua. Sirven como límites entre las diferentes formas de humedad y permiten evaluar la disponibilidad de agua para las plantas (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

pF — logaritmo decimal de la presión negativa de la humedad del suelo, expresada en centímetros de columna de agua (Mukha et al., 2003). La escala pF permite comparar el estado energético del agua en diferentes suelos, independientemente de su textura. Cuanto mayor es el pF, más fuertemente está ligada el agua al suelo.

Significado práctico de estas constantes: el agua comprendida entre la capacidad de campo (CC) y el punto de marchitez permanente (PMP) constituye la humedad productiva — la principal reserva para el suministro de agua a las plantas. El contenido de agua por encima de CC es agua gravitacional (excesiva); por debajo de PMP es agua no disponible (muerta).

Es importante destacar que el punto de marchitez depende no solo de las propiedades del suelo, sino también de la especie vegetal. Los diferentes cultivos tienen diferente fuerza de succión de las raíces, por lo que el límite inferior de agua disponible para ellos no es el mismo (Mukha et al., 2003):

2.4. Disponibilidad de humedad para las plantas según la forma del agua

La relación entre las formas de agua, su disponibilidad para las plantas y sus modos de movimiento en el suelo se puede presentar en la siguiente tabla (Mukha et al., 2003):

El rango óptimo de humedad para la mayoría de los cultivos agrícolas se encuentra entre la humedad de ruptura capilar y la capacidad de campo (Mukha et al., 2003). Sin embargo, el óptimo ecológico de humedad varía entre cultivos: por ejemplo, para el arroz y las gramíneas amantes de la humedad se desplaza hacia valores más altos, para las plantas resistentes a la sequía hacia valores más bajos.

2.5. Regulación del régimen hídrico

La gestión del régimen hídrico incluye un conjunto de medidas destinadas a crear condiciones óptimas de suministro de agua a las plantas con pérdidas improductivas mínimas. Dependiendo de la zona climática, los objetivos de regulación son diferentes (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

En zonas de humedad insuficiente e inestable (estepas, estepas secas, semidesiertos), las principales técnicas se orientan a:

• Acumulación de humedad: retención de nieve, retención de aguas de deshielo (surcado, hendidura, laboreo transversal en pendientes);
• Conservación de la humedad: mullido superficial (rastrillado) para romper capilares, acolchado, creación de cortavientos;
• Humedecimiento adicional: riego, considerando las propiedades físico-hídricas del suelo y las características biológicas de los cultivos.

En zonas de humedad excesiva (zona forestal, estepa forestal con nivel freático poco profundo), las principales técnicas se orientan a:

• Eliminación del exceso de humedad: drenaje abierto o cerrado, camellones, nivelación de micro y mesodepresiones;
• Creación de un régimen hídrico regulado: uso de sistemas de drenaje con posibilidad de suministrar agua a través de los drenes en períodos secos (doble regulación).

En tierras de regadío, la regulación del régimen hídrico requiere la combinación obligatoria del riego con el drenaje; de lo contrario, la salinización secundaria y el anegamiento son inevitables. Los sistemas modernos de riego por goteo permiten mantener la humedad en el rango óptimo, utilizando el agua de forma económica y sin crear riesgo de encharcamiento (Weil & Brady, 2017).

Así, el conocimiento de las pautas del régimen hídrico y sus características cuantitativas es una condición necesaria para el desarrollo de sistemas de agricultura, mejora y protección de los recursos del suelo con base científica.

3.1. Definición y esencia del proceso

Infiltración es el proceso de entrada de agua en el suelo a través de su superficie (Weil & Brady, 2017; White, 2006). La infiltración comienza en el momento en que el agua —de lluvia, deshielo o riego— entra en contacto con la superficie del suelo y continúa mientras exista un aporte de agua a la superficie y el suelo sea capaz de recibirla.

La infiltración es un proceso clave que determina qué parte de la precipitación atmosférica o del agua de riego repondrá las reservas de humedad del suelo y qué parte se perderá por escorrentía superficial. Por lo tanto, la infiltración es el primer eslabón en la cadena de suministro de agua a las plantas y la primera barrera ante la posible erosión hídrica (Weil & Brady, 2017; Shukla, 2023).

En el contexto de nuestra pregunta clave —cómo el agua llega, se mueve, se retiene y abandona el suelo— la infiltración representa el proceso de entrada de agua al suelo.

3.2. Mecanismo de infiltración. Fuerzas motrices

El agua penetra en el suelo bajo la acción de dos fuerzas principales:

1. Fuerza gravitacional — la gravedad, que tiende a mover el agua hacia abajo. La componente gravitacional se vuelve dominante a medida que el frente de humedecimiento avanza en profundidad y el gradiente de potencial mátrico disminuye (White, 2006).

2. Fuerza capilar (mátrica) — surge de la diferencia de potencial hídrico entre el suelo seco y el húmedo. El potencial mátrico del suelo seco es significativamente menor (más negativo) que el del suelo húmedo, lo que crea un gradiente potente que "atrae" el agua hacia el espacio poroso (Weil & Brady, 2017; Marshall et al., 1996).

Es la componente mátrica la que explica la alta velocidad inicial de infiltración en el suelo seco: el agua es literalmente "aspirada" hacia los poros vacíos por fuerzas capilares. A medida que los horizontes superiores se saturan, el gradiente mátrico disminuye y la gravedad comienza a desempeñar el papel principal.

Es importante entender que la infiltración es un proceso no estacionario. La velocidad de infiltración no permanece constante, sino que varía continuamente en el tiempo, disminuyendo a medida que el suelo se humedece (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017).

3.3. Velocidad de infiltración y factores que la determinan

Velocidad de infiltración (capacidad de infiltración) es el volumen de agua que pasa a través de una unidad de superficie del suelo por unidad de tiempo. Generalmente se expresa en mm/h o cm/día (Weil & Brady, 2017).

Una característica típica de la infiltración es su disminución exponencial con el tiempo. En el momento inicial, cuando el suelo está seco, la velocidad es máxima. Luego, a medida que los poros se llenan de agua y el gradiente mátrico disminuye, la velocidad cae bruscamente, tendiendo a un valor constante — la velocidad de infiltración estable. Esta velocidad estable es cercana a la conductividad hidráulica del suelo en condiciones de saturación (White, 2006; Weil & Brady, 2017).

Factores que determinan la velocidad de infiltración:

1. Textura del suelo. Las partículas grandes crean poros más grandes a través de los cuales el agua pasa con menor resistencia. Por lo tanto, los suelos arenosos tienen una alta infiltración inicial y estable. Los suelos arcillosos, por el contrario, se caracterizan por una baja permeabilidad, especialmente cuando los minerales arcillosos se hinchan. Sin embargo, en estado seco, los suelos arcillosos con una red desarrollada de grietas pueden tener una infiltración inicial muy alta (Weil & Brady, 2017).

2. Estado estructural. Los suelos agregados y bien estructurados tienen una mayor permeabilidad gracias a un sistema de macroporos — espacios inter e intra-agregados, canales de raíces y lombrices. La destrucción de la estructura (por ejemplo, al arar, por compactación) reduce drásticamente la infiltración (Weil & Brady, 2017).

3. Humedad inicial. Cuanto más seco está el suelo, mayor es el gradiente mátrico y mayor la velocidad inicial de infiltración. El suelo húmedo absorbe el agua más lentamente (Marshall et al., 1996).

4. Costra superficial. La formación de una capa superficial compactada por el impacto de las gotas de lluvia, que destruyen los agregados y obstruyen los poros con material fino, puede reducir drásticamente la velocidad de infiltración. La costra favorece la conversión del agua en escorrentía superficial incluso con intensidades de lluvia moderadas (Weil & Brady, 2017).

5. Cubierta vegetal y residuos vegetales. Las raíces de las plantas crean macroporos adicionales, mejoran la estructura y protegen la superficie del efecto destructivo de las gotas de lluvia. El mantillo forestal y el acolchado ralentizan la escorrentía superficial, aumentando el tiempo de contacto del agua con el suelo y, por tanto, la infiltración (Weil & Brady, 2017).

6. Presencia de horizontes impermeables en el perfil. Si a poca profundidad hay un horizonte denso (fragipán, horizonte iluvial, suela de arado), la infiltración puede ralentizarse o detenerse por completo después de la saturación de la capa suprayacente (Weil & Brady, 2017).

3.4. Ley de Darcy como base para describir la infiltración

Para la descripción cuantitativa del movimiento del agua en suelos saturados y no saturados se utiliza la ley de Darcy, formulada por el ingeniero francés Henry Darcy en 1856 (Weil & Brady, 2017; White, 2006; Radcliffe & Šimůnek, 2012):

donde:

• J_w — flujo de agua (volumen de agua que pasa a través de una unidad de área por unidad de tiempo), m³/(m²·s) o m/s;
• K — conductividad hidráulica del suelo, que caracteriza la capacidad del suelo para transmitir agua, m/s;
• dH/dz — gradiente de carga hidráulica (cambio de carga por unidad de longitud en la dirección del movimiento).

El signo menos indica que el agua se mueve en la dirección de disminución de la carga — desde un potencial mayor a uno menor (White, 2006).

En condiciones de suelo no saturado (y la infiltración en suelo seco es precisamente un flujo no saturado), la conductividad hidráulica K no es constante, sino que depende de la humedad (o del potencial mátrico). A medida que el suelo se humedece, K aumenta, tendiendo a la conductividad hidráulica saturada K_sat (Radcliffe & Šimůnek, 2012; Weil & Brady, 2017).

Para el flujo no saturado, la ley de Darcy se escribe como (Radcliffe & Šimůnek, 2012; White, 2006):

donde K(θ) es la conductividad hidráulica en función de la humedad θ.

La carga hidráulica H en la ley de Darcy se compone de dos componentes (White, 2006; Weil & Brady, 2017):

donde:

• h — carga mátrica (capilar), relacionada con las fuerzas de atracción del agua a la fase sólida (negativa en suelo no saturado);
• z — carga gravitacional, determinada por la altura del punto sobre un nivel de referencia.

Por lo tanto, el gradiente de carga se puede representar como:

Sustituyendo en la ley de Darcy, para el flujo vertical no saturado obtenemos:

En el período inicial de infiltración, cuando el gradiente de carga mátrica dh/dz es grande, este contribuye con la mayor parte de la fuerza motriz. A medida que el perfil se humedece, dh/dz disminuye y la componente gravitacional comienza a dominar (White, 2006; Marshall et al., 1996).

3.5. Modelo de Green-Ampt

Uno de los enfoques clásicos para describir la infiltración es el modelo propuesto por Green y Ampt (Green & Ampt, 1911), que se basa en la representación de un frente de humedecimiento abrupto, tipo pistón (Weil & Brady, 2017; Marshall et al., 1996; Radcliffe & Šimůnek, 2012).

Los supuestos principales del modelo de Green-Ampt son:

1. El frente de humedecimiento es un límite nítido entre el suelo húmedo y el seco;

2. En la zona detrás del frente, la humedad es constante y cercana a la saturación;

3. El potencial mátrico en el frente de humedecimiento es constante.

La ecuación de Green-Ampt para la velocidad de infiltración (Weil & Brady, 2017; Marshall et al., 1996):

donde:

• i(t) — velocidad de infiltración en el momento t;
• K₀ — conductividad hidráulica del suelo detrás del frente de humedecimiento (cercana a K_{sat});
• h₀ — profundidad de la lámina de agua en la superficie (durante el riego o inundación);
• ψ_f — potencial mátrico en el frente de humedecimiento (valor negativo);
• Δθ — incremento de humedad desde la inicial hasta la máxima;
• I(t) — cantidad total de agua infiltrada hasta el momento t (infiltración acumulada).

La ecuación muestra que cuando I(t) es pequeño (momento inicial), la velocidad de infiltración es alta debido al gran término (h₀ - ψ_f)·Δθ / I(t). A medida que I(t) crece, este término disminuye y la velocidad tiende a K₀ (Weil & Brady, 2017; Marshall et al., 1996).

Para la infiltración acumulada I(t), la ecuación de Green-Ampt tiene la forma (Radcliffe & Šimůnek, 2012):

El modelo de Green-Ampt da buenos resultados para suelos de textura gruesa y para condiciones de inundación (infiltración con lámina). Para suelos de textura fina, donde el frente de humedecimiento es difuso, se requiere un ajuste de parámetros (Marshall et al., 1996; Radcliffe & Šimůnek, 2012).

3.6. Flujo preferencial

En condiciones de campo reales, la infiltración raramente es homogénea. El flujo preferencial es el movimiento del agua a través de macroporos individuales (grietas, canales de raíces y lombrices, espacios inter e intra-agregados) a una velocidad significativamente mayor que el movimiento a través de la matriz del suelo (Weil & Brady, 2017; Radcliffe & Šimůnek, 2012).

El flujo preferencial tiene consecuencias importantes:

• El agua y las sustancias disueltas pueden alcanzar rápidamente horizontes profundos y las aguas subterráneas, evitando la mayor parte del perfil del suelo;
• Esto acelera la lixiviación de contaminantes (nitratos, plaguicidas, patógenos) hacia las aguas subterráneas (Weil & Brady, 2017);
• Durante lluvias intensas, el flujo preferencial puede favorecer la saturación rápida de capas profundas y la formación de niveles freáticos colgados (Radcliffe & Šimůnek, 2012).

El estudio del flujo preferencial es un área importante de la hidrología del suelo moderna, especialmente en el contexto de la protección de los recursos hídricos contra la contaminación (Weil & Brady, 2017).

3.7. Permeabilidad del suelo

Relacionado con la infiltración está el concepto de permeabilidad del suelo — la propiedad del suelo de transmitir agua a través de sí mismo. La permeabilidad se cuantifica mediante el coeficiente de permeabilidad (conductividad hidráulica K) — volumen de agua (en mm) que pasa a través de una unidad de superficie del suelo por unidad de tiempo con un gradiente hidráulico igual a 1 (Mukha et al., 2003).

La permeabilidad depende de los mismos factores que la infiltración: textura, estado estructural, densidad, presencia de macroporos. La permeabilidad puede variar en un rango muy amplio — desde fracciones de milímetro hasta varios metros por día.

Graduación de la permeabilidad según V. A. Kovda (Mukha et al., 2003):

Los suelos con permeabilidad excesivamente alta no son capaces de crear reservas suficientes de humedad en la capa radicular; el agua se desplaza rápidamente hacia profundidades. Los suelos con permeabilidad insatisfactoria y muy mala se encharcan, favorecen la escorrentía superficial y el desarrollo de la erosión (Mukha et al., 2003).

3.8. Importancia práctica de la infiltración

La infiltración es un proceso clave que determina la eficiencia del uso de las precipitaciones y el agua de riego en la agricultura. De la velocidad y profundidad de la infiltración dependen:

• La recarga de las reservas de humedad del suelo — cuanto mayor es la capacidad de infiltración, mayor es la parte de las precipitaciones y el agua de riego que entra en el suelo en lugar de perderse por escorrentía (Weil & Brady, 2017);
• Las dosis y pautas de riego — para suelos con baja infiltración se necesitan riegos frecuentes con dosis pequeñas para evitar la escorrentía y el encharcamiento (Weil & Brady, 2017);
• El riesgo de erosión hídrica — la escorrentía superficial, que se produce cuando la intensidad de la lluvia supera la capacidad de infiltración, es la principal causa de la pérdida de suelo (Weil & Brady, 2017; Mukha et al., 2003);
• La posibilidad de aplicar diferentes métodos de riego — el riego por aspersión y por goteo son preferibles en suelos con baja capacidad de infiltración, ya que no crean una lámina de agua en la superficie y no provocan escorrentía (Weil & Brady, 2017).

Por lo tanto, la gestión de la infiltración es una tarea fundamental en la agronomía. Las técnicas que aumentan la infiltración incluyen: la conservación y mejora de la estructura del suelo (aplicación de fertilizantes orgánicos, laboreo mínimo, uso de abonos verdes), el acolchado, la creación de cortavientos, el hendido y otras medidas para retener el agua en la superficie (Weil & Brady, 2017; Mukha et al., 2003).

4.1. Definición y esencia del proceso

Una vez que cesa el aporte de agua a la superficie del suelo —la lluvia ha terminado, el riego ha finalizado, la nieve se ha derretido— la infiltración se detiene, pero el agua en el suelo no permanece inmóvil. Comienza el proceso de redistribución: el movimiento de la humedad dentro del perfil del suelo desde las zonas más húmedas hacia las menos húmedas bajo la acción de gradientes de potencial (Marshall et al., 1996; White, 2006).

La redistribución responde a la pregunta: ¿cómo se mueve el agua dentro del suelo después de haber penetrado a través de la superficie? A diferencia de la infiltración, donde el agua proviene del exterior, la redistribución es un movimiento interno de la humedad en la masa del suelo.

La redistribución incluye dos direcciones principales de movimiento (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017):

1. Redistribución descendente — continuación del movimiento del agua hacia profundidades bajo la acción de la gravedad y el gradiente mátrico residual;

2. Redistribución ascendente — movimiento del agua hacia arriba bajo la acción de fuerzas capilares que surgen por la evaporación en la superficie o por la extracción de humedad por las raíces de las plantas.

La redistribución es un proceso no estacionario que decae con el tiempo. A medida que la humedad en el perfil se iguala, las fuerzas motrices disminuyen y el movimiento del agua se ralentiza, tendiendo a un estado de equilibrio (Marshall et al., 1996; Radcliffe & Šimůnek, 2012).

4.2. Dinámica del perfil de humedad después del humedecimiento

Inmediatamente después de un humedecimiento abundante, se forma una distribución característica de la humedad en el perfil del suelo (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017):

1. Zona de saturación (o cercana a la saturación) — la parte superior del perfil, donde los poros están máximamente llenos de agua. Aquí el potencial mátrico es cercano a cero, y el agua se encuentra principalmente en formas gravitacional y capilar.

2. Zona de transmisión — región con humedad cercana a la capacidad de campo. En esta zona, la humedad es relativamente constante, y el agua se mueve hacia abajo predominantemente por gravedad con un gradiente mátrico pequeño. Esta zona actúa esencialmente como un "conductor" de agua hacia el frente de humedecimiento (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017).

3. Zona de humedecimiento (frente) — región de transición donde la humedad cae bruscamente desde valores cercanos a la saturación hasta los valores iniciales (de fondo) del suelo seco. Este es el frente de humedecimiento — un límite nítido o difuso entre el suelo húmedo y el seco. Detrás del frente de humedecimiento, el gradiente mátrico es máximo, lo que asegura el avance del frente en profundidad (Marshall et al., 1996).

4. Zona seca inicial — suelo cuya humedad aún no ha cambiado debido a este humedecimiento. El potencial mátrico aquí es mínimo (más negativo).

A medida que avanza la redistribución, el frente de humedecimiento se desplaza hacia profundidades y su forma se vuelve cada vez más difusa debido a la disminución del gradiente y la influencia de la heterogeneidad del espacio poroso.

Una característica importante de la redistribución: a diferencia de la infiltración, donde la velocidad del movimiento del agua está determinada principalmente por la intensidad del aporte, en la redistribución la velocidad está determinada por las propiedades internas del suelo — su conductividad hidráulica y su capacidad de almacenamiento de humedad (Marshall et al., 1996; Radcliffe & Šimůnek, 2012).

4.3. Velocidad y carácter del avance del frente de humedecimiento

Para la descripción cuantitativa de la redistribución se utiliza la ecuación de Richards Ecuación de Richards, que combina la ley de Darcy y la ecuación de continuidad (Marshall et al., 1996; White, 2006; Radcliffe & Šimůnek, 2012):

donde:

• θ — humedad volumétrica del suelo;
• t — tiempo;
• z — coordenada vertical (positiva hacia arriba);
• K(θ) — conductividad hidráulica en función de la humedad;
• h — carga mátrica (negativa en suelo no saturado).

La ecuación de Richards describe el cambio de la humedad en el tiempo en cada punto del perfil y es la base para la modelización numérica de la redistribución (Radcliffe & Šimůnek, 2012).

En forma simplificada, si se desprecia la componente gravitacional (para movimiento horizontal), la solución de la ecuación de Richards conduce a la conocida dependencia (Marshall et al., 1996):

o explícitamente para la posición del frente de humedecimiento (a difusividad constante):

donde x(t) es la profundidad de avance del frente en el tiempo t, Δh es la diferencia de carga mátrica entre la zona húmeda y la seca, y Δθ es el incremento de humedad.

Esta relación significa que en intervalos de tiempo iguales y sucesivos, el frente de humedecimiento avanza distancias cada vez menores: primero rápidamente, luego cada vez más lentamente. Por ejemplo, en los primeros 10 minutos, el frente puede avanzar 5 cm; en los siguientes 10 minutos, otros 3 cm; luego 2 cm, etc. (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017). Esto se explica por la disminución del gradiente de potencial mátrico a medida que aumenta la longitud del camino desde la superficie hasta el frente.

4.4. Ascenso capilar como caso particular de redistribución ascendente

Un papel especial en la redistribución lo desempeña el ascenso capilar — el movimiento ascendente del agua a través de los poros capilares desde el nivel freático o desde una capa húmeda hacia un horizonte suprayacente más seco (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

El ascenso capilar se produce por fuerzas de menisco — la tendencia del agua a ascender en capilares delgados hasta que el peso de la columna de agua elevada equilibre la presión capilar (Weil & Brady, 2017; White, 2006). La altura de ascenso está determinada por el radio de los poros capilares (ecuación de Jurín):

donde:

• h — altura de ascenso capilar, m;
• σ — tensión superficial del agua, N/m;
• α — ángulo de contacto (para la mayoría de los suelos minerales, cercano a 0);
• ρ — densidad del agua, kg/m³;
• g — aceleración de la gravedad, m/s²;
• r — radio del capilar, m.

Altura y velocidad del ascenso capilar según la textura del suelo (Mukha et al., 2003):

Regla importante: cuanto más finos son los capilares, mayor es la altura, pero más lenta es la velocidad de ascenso. En suelos arenosos, el agua asciende rápidamente pero a poca altura; en suelos arcillosos, asciende lentamente pero a una altura significativa (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

El ascenso capilar tiene una gran importancia agronómica:

• Con un nivel freático poco profundo (menos de 2–3 m), el ascenso capilar puede proporcionar humedad adicional a la capa radicular en períodos secos;
• Sin embargo, si las aguas subterráneas están mineralizadas, el ascenso capilar provoca salinización secundaria del suelo — las sales se acumulan en los horizontes superiores al evaporarse (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017);
• Romper los capilares (mediante rastrillado, laboreo) es una de las técnicas agronómicas más eficaces para conservar la humedad del suelo: al interrumpir la conexión capilar continua, impedimos que el agua sea arrastrada hacia la superficie y se evapore.

El agua capilar-suspendida y capilar-sostenida son dos estados de la humedad capilar. La primera se forma por humedecimiento desde la superficie y se retiene sobre una capa seca; la segunda asciende desde el nivel freático. Entre ellas puede haber una capa seca si la altura del ascenso capilar es insuficiente para que se conecten. Si se conectan, se crea una conexión capilar continua y el agua comienza a ascender activamente hacia la superficie, lo que puede provocar salinización (Mukha et al., 2003).

4.5. Redistribución en perfiles estratificados (barrera capilar)

En condiciones naturales y agrarias, el perfil del suelo es a menudo estratificado: los horizontes difieren en textura y densidad. El comportamiento del agua en los límites entre capas sigue patrones importantes (Weil & Brady, 2017; White, 2006).

Situación 1: capa húmeda de textura fina sobre capa seca de textura fina — el agua se moverá hacia abajo con relativa libertad, ya que las propiedades capilares de las capas son similares.

Situación 2: capa húmeda de textura fina (franco, arcilla) sobre capa seca de textura gruesa (arena, grava) — se produce una barrera capilar (Weil & Brady, 2017). El problema es que el potencial mátrico en los poros finos es más negativo (el agua se retiene con más fuerza) que en los poros gruesos. Por lo tanto, el agua no puede pasar de los poros finos a los gruesos hasta que se alcance una presión positiva suficientemente alta (saturación de la capa suprayacente). Como resultado, el agua se acumula sobre la capa de textura gruesa, creando un nivel freático colgado — saturación temporal o permanente (Weil & Brady, 2017).

Implicaciones prácticas de la barrera capilar:

• Una capa de grava o arena en el perfil del suelo puede servir no como drenaje, sino como un obstáculo para el movimiento descendente del agua. Este principio se utiliza en la construcción de perfiles de césped (capa de arena sobre grava) para mantener la humedad en la capa radicular (Weil & Brady, 2017).
• En condiciones naturales, los depósitos estratificados (por ejemplo, loess sobre grava) pueden crear condiciones para la formación de niveles freáticos colgados y la formación de gley en la parte superior del perfil.
• Al diseñar sistemas de drenaje, se debe tener en cuenta que el relleno de los drenes con grava puede, por el contrario, ralentizar la entrada de agua desde el suelo de textura fina al dren si no se crea una presión positiva.

Situación 3: capa húmeda de textura gruesa sobre capa seca de textura fina — el agua se mueve hacia abajo con relativa facilidad, ya que los poros gruesos no crean resistencia capilar y la capa de textura fina atrae activamente el agua debido a su alto potencial mátrico.

Por lo tanto, al analizar la redistribución en suelos estratificados, es necesario considerar no solo la conductividad hidráulica de las capas, sino también la relación de sus propiedades capilares.

4.6. Redistribución durante la evaporación (flujos ascendentes)

Si se produce evaporación desde la superficie del suelo, la capa superior pierde humedad, su potencial mátrico se vuelve más negativo y se crea un gradiente dirigido hacia arriba. Esto provoca una redistribución ascendente — la succión de humedad desde horizontes más profundos y húmedos hacia la superficie (Marshall et al., 1996; Shukla, 2023).

Durante la evaporación, se forman dos zonas en el perfil (Shukla, 2023; Weil & Brady, 2017):

1. Zona de secado (capa seca) — la parte superior del perfil, donde la humedad ha descendido por debajo del punto de ruptura capilar. En esta capa, la conexión capilar está rota y el agua se mueve principalmente en fase de vapor (lentamente).

2. Zona de succión capilar — debajo de la capa seca, donde la conexión capilar aún se mantiene y el agua llega a la superficie a través de los capilares.

La velocidad de la redistribución ascendente está determinada por dos factores (White, 2006; Shukla, 2023):

• Intensidad de la evaporación (condiciones meteorológicas);
• Conductividad hidráulica del suelo a una humedad dada.

Con una evaporación débil y una alta humedad del suelo, el flujo ascendente puede ser significativo y compensar las pérdidas de agua. Con una evaporación fuerte y una humedad baja, el flujo ascendente se vuelve rápidamente limitante y la capa superficial se seca (Shukla, 2023).

Es importante señalar que incluso durante la evaporación, el agua puede moverse hacia arriba desde horizontes bastante profundos si la conexión capilar no se ha roto. Por lo tanto, la profundidad del nivel freático afecta críticamente la posibilidad de aporte capilar (Marshall et al., 1996).

4.7. Papel de los macroporos en la redistribución

En condiciones de campo reales, los macroporos (grietas, canales de raíces y lombrices, espacios inter e intra-agregados) influyen significativamente en el carácter de la redistribución (Weil & Brady, 2017; Radcliffe & Šimůnek, 2012).

El agua que entra en los macroporos puede:

• Moverse rápidamente hacia abajo a una profundidad considerable, evitando la matriz principal del suelo (flujo preferencial);
• Crear focos localizados de humedecimiento en horizontes profundos;
• Acelerar la lixiviación de sustancias disueltas (sales, nitratos, plaguicidas) más allá de la capa radicular.

Durante la redistribución, los macroporos pueden acelerar o retardar el movimiento del agua según su orientación y conectividad. Los macroporos horizontales favorecen la redistribución lateral, lo que es especialmente importante en pendientes (Weil & Brady, 2017).

4.8. Importancia práctica de la redistribución

Comprender los procesos de redistribución es necesario para:

1. Predecir las reservas de humedad en la capa radicular. Después de una lluvia o riego, el agua no está inmediatamente disponible para las plantas — debe redistribuirse en el perfil. La profundidad y velocidad del humedecimiento determinan la eficacia con que se utilizará la humedad.

2. Calcular las dosis y pautas de riego. Durante el riego, es necesario considerar que parte del agua se redistribuirá en profundidad y no toda permanecerá en la zona de raíces activas. Por lo tanto, la dosis de riego se calcula teniendo en cuenta la profundidad de humedecimiento y la capacidad de retención del suelo (Weil & Brady, 2017).

3. Evaluar el riesgo de lixiviación de nutrientes (nitratos) y plaguicidas. La redistribución rápida a través de macroporos puede provocar su transporte más allá de la capa radicular y la contaminación de las aguas subterráneas (Weil & Brady, 2017).

4. Diseñar sistemas de drenaje y riego. Comprender las direcciones y velocidades de redistribución ayuda a elegir la profundidad de los drenes, su espaciamiento y el régimen de aplicación del agua.

5. Combatir la salinización del suelo. Si el ascenso capilar aporta aguas mineralizadas, es necesario bajar el nivel freático (drenaje) o crear una barrera al ascenso capilar (por ejemplo, mediante laboreo profundo o aplicación de materiales orgánicos) (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

Resumen de la sección 4

• Redistribución — movimiento de la humedad dentro del perfil del suelo después de que cesa la infiltración, impulsado por gradientes de potencial mátrico y gravitacional.
• Durante la redistribución, se distinguen en el perfil las zonas de saturación, transmisión, frente de humedecimiento y zona seca inicial.
• La velocidad de avance del frente de humedecimiento es proporcional a \sqrt{t} — se ralentiza con el tiempo.
• Ascenso capilar — movimiento ascendente del agua a través de capilares, cuya altura está determinada por el radio de los poros y la textura.
• En perfiles estratificados, es posible una barrera capilar — retención de agua sobre una capa de textura gruesa.
• Los macroporos crean flujo preferencial, que acelera el movimiento descendente del agua y las sustancias disueltas.
• La gestión de la redistribución subyace en muchas prácticas agronómicas y de mejora, desde la regulación del régimen hídrico hasta la lucha contra la salinización.

5.1. Definición y finalidad

Drenaje es la eliminación del exceso de agua gravitacional del suelo para bajar el nivel freático, mejorar la aireación de la capa radicular y crear condiciones óptimas para el crecimiento de las plantas (Weil & Brady, 2017; Marshall et al., 1996).

En el contexto de nuestra pregunta clave —cómo el agua llega, se mueve, se retiene y abandona el suelo— el drenaje representa la eliminación forzada del agua que, por diversas razones, no puede salir del suelo de forma natural. Es un proceso regulado que permite gestionar el régimen hídrico en condiciones de humedad excesiva.

La necesidad de drenaje surge cuando (Weil & Brady, 2017; Mukha et al., 2003):

• El agua se estanca en los horizontes superficiales después de lluvias o deshielos (mal drenaje superficial);
• El nivel freático asciende cerca de la superficie (menos de 1–2 m), creando una zona de encharcamiento en la capa radicular;
• El suelo se encharca como resultado del riego sin el correspondiente desagüe, lo que conduce a un encharcamiento y salinización secundarios;
• Existe una capa impermeable a poca profundidad que crea un nivel freático colgado — saturación temporal o permanente de los horizontes superiores.

El drenaje es especialmente importante en regiones con humedad excesiva (zonas húmedas), en tierras de llanura aluvial y terrazas, y en áreas de regadío en regiones áridas y semiáridas, donde es un elemento necesario de la mejora (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

5.2. Tipos de drenaje

Según el método de evacuación del agua, se distinguen dos tipos principales de drenaje: superficial y subterráneo (cerrado) (Weil & Brady, 2017; Marshall et al., 1996).

5.3. Principios de diseño de sistemas de drenaje

Los parámetros principales de un sistema de drenaje — profundidad de los drenes y separación entre ellos — están determinados por varios factores (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017):

• Profundidad de la capa impermeable o del nivel freático;
• Conductividad hidráulica del suelo (permeabilidad);
• Intensidad de la entrada de agua (precipitación o dosis de riego);
• Profundidad requerida de descenso del nivel freático para el desarrollo normal de las raíces (generalmente 0,5–1,5 m desde la superficie);
• Tipo de suelo, estructura y porosidad.

Para el cálculo de los parámetros de drenaje se utilizan fórmulas teóricas y semiempíricas basadas en la ley de Darcy y la teoría de filtración. La fórmula más conocida para régimen estacionario es la fórmula de Hooghoudt para el caso en que los drenes están colocados sobre una capa impermeable o por encima de ella (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017):

donde:

• s — separación entre drenes, m;
• K — conductividad hidráulica del suelo, m/día;
• h — altura de la columna de agua sobre el nivel de los drenes en el punto medio entre ellos (es decir, la altura máxima del nivel freático), m;
• D — profundidad de los drenes sobre la capa impermeable, m;
• d̄ — profundidad equivalente, que tiene en cuenta el flujo adicional por debajo del nivel de los drenes;
• ν — intensidad de entrada de agua (precipitación o riego menos evaporación), m/día.

En una forma más simple para drenes que alcanzan la capa impermeable (D = 0), se utiliza la fórmula simplificada (Marshall et al., 1996):

donde z₀ es el nivel de agua en los drenes (generalmente la profundidad hasta el fondo del dren).

Estas fórmulas proporcionan valores aproximados suficientes para el diseño práctico, ya que la precisión en la determinación de K y ν en condiciones de campo no suele ser alta (Marshall et al., 1996).

Al diseñar el drenaje, también es necesario considerar:

• Pendiente de los drenes — para asegurar el flujo por gravedad hacia el colector (generalmente 0,5–1%);
• Diámetro de los tubos — suficiente para transportar el caudal de diseño sin colmatación;
• Lecho filtrante — para evitar la entrada de partículas finas del suelo en los drenes y mejorar la entrada de agua (Marshall et al., 1996).

5.4. Aspectos ambientales del drenaje

El drenaje de suelos excesivamente húmedos tiene varios efectos positivos (Weil & Brady, 2017; Mukha et al., 2003):

1. Mejora de la aireación de la zona radicular — aumento del contenido de oxígeno en el aire del suelo, estimulando la respiración de las raíces y la microflora aeróbica.

2. Calentamiento primaveral más rápido del suelo — los suelos drenados se secan y calientan más rápidamente, lo que permite iniciar las labores antes y alargar el período vegetativo.

3. Reducción de la toxicidad de las formas reducidas de hierro y manganeso — en suelos encharcados se forman formas reducidas tóxicas (Fe²⁺, Mn²⁺); el drenaje favorece su oxidación.

4. Aumento de la profundidad radicular — gracias a la mejora de la aireación y la reducción de la resistencia mecánica.

5. Reducción del riesgo de encamado y de enfermedades radiculares.

6. Posibilidad de utilizar maquinaria pesada en fechas más tempranas.

Sin embargo, el drenaje también puede tener consecuencias ambientales negativas (Weil & Brady, 2017; Mukha et al., 2003):

1. Pérdida de materia orgánica del suelo — mineralización acelerada del humus en condiciones aeróbicas, lo que conduce a la degradación de la fertilidad y a emisiones de CO₂.

2. Asentamiento del terreno — especialmente en suelos turbosos y orgánicos, donde la mineralización de la materia orgánica provoca el hundimiento de la superficie (hasta 2–3 m en décadas).

3. Mayor lixiviación de nutrientes (nitratos, fosfatos) y plaguicidas hacia las aguas de drenaje y posteriormente a ríos y lagos, contribuyendo a la eutrofización.

4. Destrucción de humedales — hábitats de aves acuáticas, anfibios y especies vegetales valiosas. El drenaje de humedales se considera una de las principales causas de la pérdida de biodiversidad (Weil & Brady, 2017).

5. Aumento de la aridez del microclima en algunos casos, al disminuir la evaporación y transpiración de las plantas amantes de la humedad.

En este sentido, la práctica moderna recomienda un enfoque integrado: drenar solo aquellas tierras donde sea económicamente justificado, con una evaluación obligatoria de los riesgos ambientales y el cumplimiento de la legislación sobre protección de humedales (Weil & Brady, 2017).

5.5. Drenaje en tierras de regadío

En las tierras de regadío, el drenaje es un elemento obligatorio del sistema de mejora. Sin drenaje, el riego en regiones áridas y semiáridas conduce inevitablemente a (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017):

• Encharcamiento secundario — ascenso del nivel freático debido a la entrada continua de agua de riego, creando una zona de encharcamiento;
• Salinización secundaria — ascenso de aguas subterráneas mineralizadas hacia la superficie y evaporación con acumulación de sales en la capa radicular (véase la sección 7.3 sobre el régimen de efusión);
• Reducción de los rendimientos debido a la deficiencia de oxígeno en la zona radicular.

El drenaje en tierras de regadío puede ser tanto superficial (evacuación del exceso de agua por surcos) como subterráneo (drenaje tubular horizontal). Es especialmente importante un sistema de drenaje regulable que permita, en períodos secos, suministrar agua a través de los drenes de vuelta a los campos (doble regulación), lo que aumenta la eficiencia del uso del agua (Weil & Brady, 2017).

El diseño del drenaje en áreas de regadío considera no solo la evacuación del exceso de agua, sino también el mantenimiento del balance de sales — la cantidad de sales eliminadas con el agua de drenaje debe ser igual a la que entra con el agua de riego (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017). Para ello, es esencial asegurar una capacidad de lavado suficiente del drenaje y evitar el régimen de efusión.

5.6. Ejemplos de sistemas de drenaje y sus características constructivas

Drenaje tubular con colector — el sistema más común en zonas templadas y tropicales. Los drenes (tubos de plástico o arcilla) se colocan paralelos entre sí con una separación determinada (generalmente 5–30 m). El agua de los drenes fluye hacia un tubo colector (de mayor diámetro) y luego a un canal abierto o cuerpo receptor. Profundidad de instalación — 0,8–1,5 m (Weil & Brady, 2017; Marshall et al., 1996).

Drenaje topo — se utiliza en suelos arcillosos pesados donde la instalación de tubos es difícil o costosa. El topo crea galerías de 7–10 cm de diámetro a una profundidad de 40–60 cm, con pendiente hacia colectores abiertos. La vida útil es de 2 a 5 años, después de los cuales se requiere un nuevo topado (Marshall et al., 1996).

Drenaje vertical (pozos) — se utiliza en áreas con capa impermeable profunda, donde el drenaje horizontal no es eficaz. Se perforan sondeos hasta el acuífero y se extrae el agua mediante bombas. Método costoso y energéticamente intensivo, utilizado cuando el valor de la tierra es alto (Marshall et al., 1996).

5.7. Drenaje regulable (gestión del régimen hídrico)

El concepto moderno de drenaje regulable permite gestionar el nivel freático en función de la fase vegetativa y las condiciones meteorológicas (Weil & Brady, 2017). Para ello, se instalan estructuras de control (compuertas, válvulas) en los colectores, que permiten:

• Durante el encharcamiento primaveral — abrir completamente el drenaje para un descenso rápido del nivel del agua;
• Durante el crecimiento activo de las plantas — mantener el nivel freático a una profundidad óptima (por ejemplo, 0,8–1,2 m) para proporcionar aporte capilar, pero evitando el encharcamiento;
• En períodos secos — elevar el nivel freático o incluso suministrar agua de nuevo a los campos (subirrigación) (Weil & Brady, 2017).

El drenaje regulable permite mejorar significativamente la eficiencia del uso del agua, reducir la lixiviación de nitratos y otros contaminantes a los cuerpos de agua, y conservar la humedad del suelo entre riegos (Weil & Brady, 2017).

Resumen de la sección 5

• Drenaje — eliminación del exceso de agua gravitacional para bajar el nivel freático y mejorar la aireación.
• El drenaje es necesario en condiciones de encharcamiento, nivel freático poco profundo, tierras de regadío y sobre capas impermeables.
• Se distinguen el drenaje superficial (canales abiertos, nivelación) y subterráneo (tubular, topo).
• Los parámetros del drenaje (profundidad, separación) se calculan mediante fórmulas de la teoría de filtración (por ejemplo, Hooghoudt), considerando la conductividad hidráulica, la intensidad de entrada de agua y el descenso requerido.
• El drenaje tiene efectos positivos (aireación, calentamiento, crecimiento radicular), pero puede causar impactos negativos: pérdida de materia orgánica, asentamiento, lixiviación de sustancias, destrucción de humedales.
• En tierras de regadío, el drenaje es obligatorio para combatir la salinización y el encharcamiento.
• El drenaje regulable permite gestionar el régimen hídrico a lo largo de la temporada.

6.1. Definición y esencia del proceso

Evaporación es el proceso físico de transición del agua del estado líquido al vapor, que ocurre desde la superficie del suelo, los cuerpos de agua y los tejidos vegetales (Weil & Brady, 2017; White, 2006). En la edafología y la agronomía, la evaporación se considera una de las principales vías de pérdida de humedad del perfil del suelo — el proceso que cierra el ciclo del agua a nivel local.

En el contexto de nuestra pregunta clave —cómo el agua llega, se mueve, se retiene y abandona el suelo— la evaporación representa el mecanismo principal de pérdida de agua del suelo a la atmósfera.

La evaporación no es solo un proceso físico, sino también energético. Para que 1 gramo de agua pase del estado líquido al vapor a 20 °C se necesitan aproximadamente 2,45 kJ de calor (calor latente de vaporización). Esta barrera energética es el principal factor limitante de la evaporación: mientras no haya aporte de calor, la evaporación no se produce (Weil & Brady, 2017; White, 2006).

En el sistema suelo, se distinguen dos componentes de la evaporación (Weil & Brady, 2017; Shukla, 2023):

1. Evaporación física (E) — la transferencia directa de humedad desde la capa superficial del suelo y desde las superficies de agua a la atmósfera.

2. Transpiración (T) — la evaporación del agua por las plantas a través de los estomas de las hojas, tallos y otros órganos. Es un proceso fisiológico-biológico estrechamente vinculado a la fotosíntesis y al intercambio gaseoso.

Evapotranspiración (ET) — la pérdida total de agua por ambos procesos: ET = E + T (Weil & Brady, 2017; White, 2006). Este término se utiliza ampliamente en hidrología, agrometeorología y mejora para evaluar el consumo de agua de la cubierta vegetal.

6.2. Fuerzas motrices de la evaporación

La evaporación desde la superficie del suelo y desde las plantas está determinada por tres fuerzas motrices principales (Weil & Brady, 2017; White, 2006; Shukla, 2023):

6.3. Etapas de la evaporación desde la superficie del suelo

La evaporación desde la superficie del suelo sin cubierta vegetal (o con cubierta parcial) pasa por tres etapas según las condiciones (Shukla, 2023; Weil & Brady, 2017; White, 2006).

6.4. Evaporación desde una superficie de agua libre y evapotranspiración

Para la comparación y evaluación de la evaporación potencial, se utiliza la evaporación desde una superficie de agua libre (E₀). Se mide mediante tanques de evaporación (Clase A) — recipientes estándar llenos de agua colocados en un lugar abierto (Weil & Brady, 2017; White, 2006). Estos tanques proporcionan una evaluación integrada de la capacidad evaporante de la atmósfera, ya que el agua siempre está disponible.

Evapotranspiración potencial (ETP) — la velocidad de evaporación de una superficie vegetal completamente húmeda, cuando el agua no limita el proceso. La ETP se estima a partir de datos meteorológicos mediante diversos modelos empíricos y físicos (por ejemplo, la ecuación de Penman-Monteith, el método de Thornthwaite) (Weil & Brady, 2017; White, 2006). La ETP suele ser 0,6–0,8 de la evaporación de una superficie de agua libre (para vegetación herbácea, el coeficiente es de aproximadamente 0,65–0,85).

Evapotranspiración real (ETR) — la velocidad real de pérdida de humedad de una cubierta vegetal concreta sobre un suelo concreto. Siempre es menor o igual a la ETP (en condiciones de humedad suficiente, es cercana a ella; en sequía, significativamente menor) (Weil & Brady, 2017; White, 2006). La diferencia ETP – ETR se denomina déficit de humedad — un indicador clave de la aridez de las condiciones y la intensidad del estrés hídrico de las plantas.

6.5. Transpiración y sus características

Transpiración es la evaporación del agua por las plantas a través de los estomas, regulada por mecanismos fisiológicos. A diferencia de la evaporación física, la transpiración es un proceso biológico, estrechamente vinculado a la fotosíntesis, el intercambio gaseoso y la presión osmótica en las células (Weil & Brady, 2017; White, 2006).

Principales características de la transpiración:

• La transpiración proporciona enfriamiento a las plantas (la evaporación de la superficie de las hojas reduce su temperatura), lo que es crítico en climas cálidos.
• Crea una corriente transpiratoria de agua y minerales desde las raíces hasta las hojas, esencial para la vida de la planta.
• La velocidad de transpiración está regulada por la apertura y cierre de los estomas, que depende del estado hídrico de la planta, la intensidad lumínica y la concentración de CO₂ en el aire (Weil & Brady, 2017).
• Bajo estrés hídrico (falta de humedad en el suelo), las plantas cierran los estomas, reduciendo la transpiración, pero esto limita simultáneamente la fotosíntesis y el crecimiento.

Coeficiente de transpiración — la cantidad de agua (en gramos) que consume una planta para acumular 1 g de materia seca. Varía entre cultivos (Mukha et al., 2003):

Cuanto menor es el coeficiente de transpiración, más eficientemente utiliza la planta el agua para producir materia orgánica.

6.6. Factores que afectan la evaporación real

6.7. Gestión de la evaporación en agronomía

Para mejorar la eficiencia del uso del agua en la agricultura, es necesario tratar de aumentar la proporción de transpiración (T) en la evapotranspiración total (ET) y reducir la evaporación física improductiva (E) desde la superficie del suelo (Weil & Brady, 2017; Mukha et al., 2003).

Principales técnicas:

1. Acolchado — cubrir la superficie con materiales orgánicos (paja, serrín, residuos de cultivos) o sintéticos. El acolchado crea una barrera a la difusión del vapor, reduce el calentamiento de la superficie y disminuye la evaporación física en un 30–50% o más. El acolchado orgánico también mejora la estructura del suelo (Weil & Brady, 2017; Mukha et al., 2003).

2. Rastrillado y mullido de la capa superior — la rotura de los capilares en la capa superficial reduce el ascenso del agua desde horizontes inferiores y, por tanto, la evaporación. Esta es la técnica clásica de "riego seco", especialmente eficaz en la zona esteparia (Mukha et al., 2003).

3. Uso de cultivos de sombra (abonos verdes, cultivos de cobertura) — las plantas sombrean la superficie del suelo, reduciendo su calentamiento y la evaporación física. Sin embargo, hay que tener en cuenta que también consumen agua por transpiración, por lo que su uso debe ser equilibrado (Weil & Brady, 2017).

4. Selección de cultivos con alta eficiencia en el uso del agua — las plantas C₄ y las variedades resistentes a la sequía tienen coeficientes de transpiración más bajos.

5. Optimización de la densidad de siembra — las poblaciones más ralas aumentan la evaporación del suelo; las demasiado densas intensifican la competencia por el agua y pueden provocar estrés hídrico.

6. Regulación del riego (riego por goteo, aspersión) — los sistemas modernos permiten aplicar el agua directamente en la zona radicular, minimizando la evaporación física y las pérdidas por percolación profunda (Weil & Brady, 2017).

7. Cortavientos — reducen la velocidad del viento cerca del suelo, disminuyendo el intercambio turbulento y la evaporación física (Mukha et al., 2003).

6.8. Evaporación en condiciones de nivel freático poco profundo

Con un nivel freático poco profundo (menos de 2–3 m), el ascenso capilar puede mantener un suministro continuo de agua a la superficie, haciendo que la evaporación sea intensa y prolongada (White, 2006; Weil & Brady, 2017). En tales condiciones, la evaporación puede continuar en la Etapa I durante muchos días, especialmente en tiempo cálido. Esto conduce a:

• Pérdidas significativas de agua del perfil del suelo (hasta varios mm por día);
• Salinización secundaria, si las aguas subterráneas están mineralizadas — las sales son arrastradas a la superficie y se acumulan al evaporarse (White, 2006; Weil & Brady, 2017).

Por lo tanto, en estas tierras es necesario un drenaje que elimine el exceso de agua y baje el nivel freático a una profundidad segura (generalmente > 2 m), junto con lavados periódicos para eliminar las sales.

Resumen de la sección 6

• Evaporación — transición del agua del estado líquido al vapor, principal mecanismo de pérdida de agua del suelo.
• Fuerzas motrices de la evaporación: energía (radiación solar), gradiente de presión de vapor de agua y transporte por viento.
• Se distinguen tres etapas de evaporación: potencial (controlada por la energía), decreciente (controlada por el suelo) y lenta (difusiva). La mayor pérdida de humedad se produce durante la primera etapa.
• Evapotranspiración (ET) = evaporación física (E) + transpiración (T). Evapotranspiración potencial (ETP) es la máxima posible en condiciones meteorológicas dadas; real (ETR) es la velocidad real, limitada por la disponibilidad de agua.
• Transpiración — proceso fisiológico que proporciona enfriamiento de las plantas y transporte de sustancias.
• Gestionar la evaporación es una tarea agronómica fundamental para mejorar la eficiencia del uso del agua: acolchado, laboreo, regulación de la densidad de siembra, selección de cultivos, riego.
• Con un nivel freático poco profundo, la evaporación puede ser intensa y provocar salinización, por lo que se requiere drenaje.

7.1. Definición y principios de clasificación

Se entiende por régimen hídrico de los suelos el conjunto de procesos de entrada, movimiento, retención y gasto de agua en el suelo, que se repiten regularmente en el tiempo y determinan el contenido de humedad del perfil del suelo (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017). El tipo de régimen hídrico es una característica cualitativa que refleja la dirección predominante y la intensidad del intercambio de humedad en el suelo a lo largo del año o de un período plurianual.

La clasificación de los tipos de régimen hídrico se basa en la relación de dos indicadores clave (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017):

1. Precipitación atmosférica anual (P) — cantidad de agua que llega a la superficie del suelo;

2. Evaporatividad anual (E₀) — la evaporación máxima posible desde una superficie de agua libre en condiciones climáticas dadas (determinada por la temperatura, la humedad del aire, el viento y el balance de radiación).

La relación P a E₀ determina si el perfil del suelo será regularmente lavado por flujos descendentes de agua, permanecerá en equilibrio o experimentará un déficit de humedad con predominio de flujos ascendentes (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

Factores adicionales que influyen en el tipo de régimen hídrico son (Mukha et al., 2003; White, 2006):

• Profundidad y mineralización de las aguas subterráneas;
• Capacidad de retención de agua y permeabilidad del suelo;
• Presencia de capas impermeables en el perfil;
• Relieve (procesos de pendiente, acumulación de humedad en depresiones);
• Naturaleza de la cubierta vegetal;
• Impacto antrópico (riego, drenaje, prácticas agronómicas).

7.2. Tipo de régimen hídrico de lavado

El tipo de lavado es característico de territorios donde la precipitación anual supera la evaporatividad (P > E₀) (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

7.3. Tipo de régimen hídrico no lavado

El tipo no lavado es característico de territorios donde la evaporatividad anual supera la precipitación (P < E₀) (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

7.4. Tipo de régimen hídrico periódicamente lavado

El tipo periódicamente lavado ocupa una posición intermedia entre el lavado y el no lavado (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

7.5. Tipo de régimen hídrico de efusión (exudativo)

El tipo de efusión se desarrolla en condiciones de régimen no lavado pero con nivel freático poco profundo (generalmente mineralizado) (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017; White, 2006).

7.6. Tipo de régimen hídrico de permafrost

El tipo de permafrost es característico de territorios con permafrost (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

7.7. Tipo de régimen hídrico de regadío

El tipo de regadío se forma en tierras irrigadas artificialmente (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

7.8. Relación entre los tipos de régimen hídrico y los procesos edafogenéticos

Resumiendo, se puede establecer la siguiente relación entre los tipos de régimen hídrico y los procesos edafogenéticos dominantes (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017):

Resumen de la sección 7

• El tipo de régimen hídrico es una característica cualitativa determinada por la relación entre la entrada y salida de agua y la dirección predominante de los flujos hídricos en el suelo.
• Tipos principales: lavado, periódicamente lavado, no lavado, de efusión, de permafrost, de regadío.
• Tipo lavado — P > E₀, predominio de flujos descendentes, lixiviación, formación de suelos podzólicos y lateríticos.
• Tipo no lavado — P < E₀, predominio de flujos ascendentes, acumulación de carbonatos y sales, formación de Chernozems y suelos castaños.
• Periódicamente lavado — P ≈ E₀, alternancia de regímenes, suelos de transición (grises forestales, Chernozems lixiviados).
• Efusión — nivel freático poco profundo y mineralizado, evaporación intensa, salinización y solonetzización.
• Permafrost — permafrost como capa impermeable, gleyzado, procesos criogénicos.
• Regadío — régimen artificial en tierras irrigadas, que requiere control y drenaje.
• El tipo de régimen hídrico determina la dirección de la edafogénesis, las propiedades agronómicas y la necesidad de medidas de mejora.

8.1. Definición y esencia del proceso

La formación de las reservas de humedad en el suelo es el proceso de acumulación y retención de agua en el perfil del suelo en una forma disponible para las plantas, que garantiza su actividad vital entre los eventos de humedecimiento (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

En el contexto de nuestra pregunta clave —cómo el agua llega, se mueve, se retiene y abandona el suelo— la formación de reservas de humedad representa el resultado de la interacción de todos los procesos anteriormente considerados: infiltración, redistribución, retención y pérdidas. Es el indicador final que determina el suministro de agua a las plantas y la eficiencia agrícola.

La formación de reservas de humedad es un proceso dinámico que depende de:

• El volumen de agua entrante (precipitación, riego);
• La capacidad del suelo para retener agua contra la gravedad (capacidad de retención);
• La profundidad de humedecimiento (depende de la permeabilidad y la humedad inicial);
• La intensidad de las pérdidas por evaporación y percolación profunda;
• Las condiciones estacionales y meteorológicas.

Es importante entender que no toda el agua que entra en el suelo se convierte en reserva de humedad disponible. Parte se pierde por evaporación física, parte se desplaza a horizontes profundos (más allá de la capa radicular) y parte permanece en formas no disponibles para las plantas (higroscópica, químicamente ligada). La reserva productiva es solo la parte de la humedad comprendida entre la capacidad de campo y el punto de marchitez permanente (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

8.2. Factores que determinan la formación de las reservas de humedad

8.3. Fuentes naturales de reposición de las reservas de humedad

8.4. Prácticas agronómicas para la acumulación y conservación de la humedad

Gestionar la formación de reservas de humedad es una tarea fundamental en agronomía, especialmente en zonas con humedad inestable o insuficiente. El conjunto de prácticas se dirige a (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017):

1. Aumentar la entrada de agua en el suelo;

2. Reducir las pérdidas por evaporación y escorrentía;

3. Optimizar la distribución de la humedad en el perfil.

8.5. Evaluación cuantitativa de las reservas de humedad

8.6. Relación entre las reservas de humedad y la productividad de las plantas

Las reservas de humedad útil en el suelo son uno de los principales factores que determinan la magnitud de la cosecha. Incluso con una cantidad suficiente de nutrientes y un régimen térmico favorable, la falta de agua limita el crecimiento y desarrollo de las plantas (Muja et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

Principales regularidades:

• El estrés hídrico se produce cuando las reservas de humedad en la capa radicular descienden por debajo del 50–60% de la capacidad de campo (White, 2006);
• Cuando las reservas de humedad están por debajo del 30% de la CC, la mayoría de los cultivos detienen su crecimiento activo, disminuye la fotosíntesis y se cierran los estomas (Weil & Brady, 2017);
• Al alcanzar el punto de marchitamiento, las plantas pierden turgencia, y el proceso de recuperación tras el riego o las lluvias puede tardar varios días (White, 2006).

Períodos críticos de consumo de agua para diferentes cultivos (Muja et al., 2003):

Por lo tanto, la gestión de las reservas de humedad es la base para obtener cosechas estables y elevadas. Esto se logra mediante un conjunto de medidas: desde la selección de variedades resistentes a la sequía y la optimización de la densidad de plantación hasta la aplicación de riego y técnicas agronómicas de acumulación y conservación de la humedad (Weil & Brady, 2017; Muja et al., 2003).

Resumen de la sección 8

• La formación de reservas de humedad es el proceso de acumulación y conservación de agua en el suelo, que determina el suministro hídrico de las plantas.
• Las reservas de humedad dependen del clima (precipitaciones, evaporabilidad), de las propiedades del suelo (capacidad de retención, espesor, composición granulométrica), de la profundidad del nivel freático y de la cubierta vegetal.
• La reserva total de humedad es toda el agua en el perfil; la reserva útil es el agua comprendida entre la capacidad de campo y el punto de marchitamiento (disponible para las plantas).
• Fuentes naturales de reposición: precipitaciones atmosféricas, reservas de nieve, aguas subterráneas (cuando están poco profundas) y condensación del vapor de agua.
• Técnicas agronómicas: retención de nieve, regulación de la escorrentía de aguas de deshielo, gradas, acolchado, creación de estructura, cortavientos, riego.
• La evaluación de las reservas de humedad se realiza según escalas generalmente aceptadas (para las capas de 0–20 y 0–100 cm) y sirve de base para la toma de decisiones sobre plazos de labores, dosis de riego y medidas de mejora.
• Las reservas de humedad útil determinan el rendimiento potencial, especialmente en las fases críticas del desarrollo de las plantas.

Conclusión

Hemos examinado todos los procesos principales que componen el régimen hídrico de los suelos — desde la entrada de agua (infiltración) hasta sus pérdidas (evaporación, escorrentía, drenaje), incluyendo la redistribución interna y la formación de reservas de humedad. Se han identificado los tipos de régimen hídrico que determinan los procesos edafogenéticos y las propiedades agronómicas de los suelos.

Conclusiones clave de toda la lección:

1. El balance hídrico y el régimen hídrico son dos características interrelacionadas pero diferentes: la primera es cuantitativa (cuánta agua), la segunda es cualitativo-dinámica (cómo se comporta el agua en el tiempo).

2. El agua en el suelo existe en varias formas, que se diferencian por su disponibilidad para las plantas y su movilidad. La principal fuente de suministro de agua para las plantas es el agua capilar.

3. La infiltración es la primera etapa de la entrada de agua en el suelo. Su velocidad depende de las propiedades del suelo, la intensidad de las precipitaciones y la humedad inicial.

4. La redistribución es el movimiento del agua dentro del perfil una vez finalizada la infiltración, que determina la distribución de la humedad entre los horizontes y su disponibilidad para las raíces.

5. El drenaje es la eliminación del exceso de agua gravitacional para mejorar la aireación. Es necesario en terrenos anegados y de regadío.

6. La evaporación es el principal mecanismo de pérdida de agua. La evapotranspiración incluye la evaporación física y la transpiración de las plantas. La gestión de la evaporación es la base para mejorar la eficiencia del uso del agua.

7. El tipo de régimen hídrico está determinado por la relación entre las precipitaciones y la evaporabilidad, así como por la profundidad del nivel freático. Determina la orientación de la edafogénesis y las propiedades agronómicas de los suelos.

8. La formación de reservas de humedad es el resultado final de todos los procesos, que determina el suministro hídrico de las plantas y el rendimiento potencial.

La comprensión de las regularidades del régimen hídrico es necesaria para desarrollar sistemas de agricultura, mejora y protección de los recursos del suelo con base científica.