Espacio poroso en el suelo

El espacio poroso del suelo contiene las fases líquida y gaseosa del suelo , es decir, todo excepto la fase sólida que contiene principalmente minerales de tamaños variables, así como compuestos orgánicos .

Para comprender mejor la porosidad se han utilizado una serie de ecuaciones para expresar las interacciones cuantitativas entre las tres fases del suelo.

Los macroporos o fracturas desempeñan un papel importante en las tasas de infiltración en muchos suelos, así como en los patrones de flujo preferencial, la conductividad hidráulica y la evapotranspiración. Las grietas también influyen mucho en el intercambio de gases, lo que influye en la respiración dentro de los suelos. Por lo tanto, la modelización de las grietas ayuda a comprender cómo funcionan estos procesos y qué efectos pueden tener los cambios en el agrietamiento del suelo, como la compactación, sobre estos procesos.

El espacio poroso del suelo puede contener el hábitat de plantas ( rizosfera ) y microorganismos .

${\displaystyle \rho _{seco}={\frac {M_{sólido}}{V_{total}}}}$

La densidad aparente seca de un suelo depende en gran medida del conjunto de minerales que lo componen y de su grado de compactación . La densidad del cuarzo es de alrededor de 2,65 g/cm ^{3 ,} pero la densidad aparente seca de un suelo puede ser inferior a la mitad de ese valor.

La mayoría de los suelos tienen una densidad aparente seca entre 1,0 y 1,6 g/cm ^{3 ,} pero el suelo orgánico y algunas arcillas porosas pueden tener una densidad aparente seca muy por debajo de 1 g/cm ³ .

Las muestras de núcleo se toman presionando un borde cortante metálico en el suelo a la profundidad o horizonte de suelo deseado . Luego, las muestras de suelo se secan en un horno (generalmente a 105 °C) hasta que alcanzan un peso constante.

${\displaystyle {\rm {{Densidad\volumen\seco}={\frac {\rm {(masa\de\suelo\secado\al\horno)}}{\rm {(volumen\total\de\la\muestra)}}}}}}$

La densidad aparente seca de un suelo es inversamente proporcional a su porosidad . Cuanto mayor sea el espacio poroso de un suelo, menor será su densidad aparente seca.

${\displaystyle \eta ={\frac {V_{poro}}{V_{total}}}={\frac {V_{fluido}}{V_{total}}}}$

o, más generalmente, para un suelo no saturado en el que los poros están llenos de dos fluidos, aire y agua:

${\displaystyle \eta ={\frac {V_{aire}+V_{agua}}{V_{sólido}+V_{aire}+V_{agua}}}}$

La porosidad es una medida del espacio poroso total del suelo. Se define como una fracción de volumen que a menudo se expresa en porcentaje . La cantidad de porosidad de un suelo depende de los minerales que lo componen y de la cantidad de clasificación que se produce dentro de la estructura del suelo . Por ejemplo, un suelo arenoso tendrá una porosidad mayor que uno arenoso limoso, porque el limo llenará los espacios entre las partículas de arena .${\estilo de visualización \eta}$

La conductividad hidráulica (K) es una propiedad del suelo que describe la facilidad con la que el agua puede moverse a través de los espacios porosos. Depende de la permeabilidad del material (poros, compactación) y del grado de saturación. La conductividad hidráulica saturada, K _sat , describe el movimiento del agua a través de medios saturados. La conductividad hidráulica tiene la capacidad de medirse en cualquier estado. Puede estimarse mediante numerosos tipos de equipos. Para calcular la conductividad hidráulica, se utiliza la ley de Darcy . La manipulación de la ley depende de la saturación del suelo y del instrumento utilizado.

La infiltración es el proceso por el cual el agua de la superficie del suelo penetra en el suelo. El agua entra en el suelo a través de los poros por las fuerzas de la gravedad y la acción capilar . Las grietas y los poros más grandes ofrecen un gran reservorio para la descarga inicial de agua. Esto permite una rápida infiltración . Los poros más pequeños tardan más en llenarse y dependen de las fuerzas capilares, así como de la gravedad. Los poros más pequeños tienen una infiltración más lenta a medida que el suelo se satura más .

Un poro no es simplemente un vacío en la estructura sólida del suelo. Las distintas categorías de tamaño de poro tienen diferentes características y aportan diferentes atributos a los suelos según la cantidad y frecuencia de cada tipo. Una clasificación ampliamente utilizada del tamaño de poro es la de Brewer (1964): ^{[1] [2] [3]}

Los poros que son demasiado grandes para tener una fuerza capilar significativa. A menos que se impida, el agua se drenará de estos poros y generalmente están llenos de aire a capacidad de campo . Los macroporos pueden ser causados ​​por agrietamiento, división de agregados y pedúnculos , así como raíces de plantas y exploración zoológica. ^[3] Tamaño >75 μm. ^[4]

Los poros más grandes están llenos de agua a capacidad de campo . También se los conoce como poros de almacenamiento por su capacidad de almacenar agua útil para las plantas. No tienen fuerzas capilares demasiado grandes, por lo que el agua no se vuelve limitante para las plantas. Las propiedades de los mesoporos son muy estudiadas por los científicos del suelo debido a su impacto en la agricultura y el riego . ^[3] Tamaño 30–75 μm. ^[4]

Se trata de "poros que son lo suficientemente pequeños como para que el agua que se encuentra dentro de ellos se considere inmóvil, pero disponible para la extracción de las plantas". ^[3] Debido a que hay poco movimiento de agua en estos poros, el movimiento de solutos se produce principalmente por el proceso de difusión. Tamaño 5–30 μm. ^[4]

Estos poros son aptos para la habitabilidad de microorganismos. Su distribución está determinada por la textura y la materia orgánica del suelo , y no se ven muy afectados por la compactación. ^{[5] [3]} Tamaño 0,1–5 μm. ^[4]

Poros que son demasiado pequeños para que la mayoría de los microorganismos los penetren. Por lo tanto, la materia orgánica en estos poros está protegida de la descomposición microbiana. Están llenos de agua a menos que el suelo esté muy seco, pero poca de esta agua está disponible para las plantas y el movimiento del agua es muy lento. ^{[5] [3]} Tamaño <0,1 μm. ^[4]

Durante muchos años, se han llevado a cabo modelos básicos de grietas mediante simples observaciones y mediciones del tamaño, la distribución, la continuidad y la profundidad de las grietas. Estas observaciones se han realizado tanto en la superficie como en los perfiles de las fosas. El trazado y la medición a mano de los patrones de grietas en papel era un método utilizado antes de los avances en la tecnología moderna. Otro método de campo era el uso de una cuerda y un semicírculo de alambre. ^[6] El semicírculo se movía a lo largo de lados alternos de una línea de cuerda. Las grietas dentro del semicírculo se midieron en cuanto a ancho, longitud y profundidad utilizando una regla. La distribución de las grietas se calculó utilizando el principio de la aguja de Buffon .

Este método se basa en el hecho de que los tamaños de las grietas tienen un rango de potenciales hídricos diferentes. Con un potencial hídrico cero en la superficie del suelo, se produce una estimación de la conductividad hidráulica saturada , con todos los poros llenos de agua. A medida que el potencial disminuye progresivamente, las grietas más grandes drenan. Al medir la conductividad hidráulica en un rango de potenciales negativos, se puede determinar la distribución del tamaño de los poros. Si bien este no es un modelo físico de las grietas, sí brinda una indicación de los tamaños de los poros dentro del suelo.

Horgan y Young (2000) elaboraron un modelo informático para crear una predicción bidimensional de la formación de grietas superficiales. Utilizaron el hecho de que una vez que las grietas se encuentran a cierta distancia una de otra, tienden a atraerse entre sí. Las grietas también tienden a girar dentro de un rango particular de ángulos y en algún momento un agregado superficial alcanza un tamaño en el que ya no se producirán más grietas. Estas son a menudo características de un suelo y, por lo tanto, se pueden medir en el campo y utilizar en el modelo. Sin embargo, no fue posible predecir los puntos en los que comienzan las grietas y, aunque la formación del patrón de grietas es aleatoria, en muchos sentidos, el agrietamiento del suelo a menudo no es aleatorio, sino que sigue líneas de debilidad. ^[7]

Se toma una muestra grande de núcleo, que luego se impregna con araldita y una resina fluorescente . Luego se corta el núcleo con un instrumento de esmerilado, muy gradualmente (aproximadamente 1 mm por vez), y en cada intervalo se toman imágenes digitales de la superficie de la muestra de núcleo. Luego, las imágenes se cargan en una computadora donde se pueden analizar. Luego se pueden realizar mediciones de profundidad, continuidad, área de superficie y otras muchas en las grietas dentro del suelo.

Utilizando la resistividad infinita del aire, se pueden mapear los espacios de aire dentro de un suelo. Un medidor de resistividad especialmente diseñado ha mejorado el contacto entre el medidor y el suelo y, por lo tanto, el área de la lectura. ^[8] Esta tecnología se puede utilizar para producir imágenes que se pueden analizar para una variedad de propiedades de agrietamiento.

• Foth, HD (1990). Fundamentos de la ciencia del suelo. (Wiley, Nueva York)
• Harpstead, MI (2001). La ciencia del suelo simplificada. (Iowa State University Press, Ames)
• Hillel, D. (2004). Introducción a la física ambiental del suelo. (Elsevier/Academic Press, Ámsterdam, Sídney)
• Kohnke, H. (1995). La ciencia del suelo simplificada. (Waveland Press: Prospect Heights, Illinois )
• Leeper, GW (1993). La ciencia del suelo: una introducción. ( Melbourne University Press , Carlton, Victoria )