4.1 evAporAcin,evApotrAnspirAcineintercepcin

4.1.1 consideracionesgenerales

La evaporacin y la transpiracin son las vas de abs-traccin hdrica bsicas del ciclo hidrolgico. Durante la escorrenta, la cuanta de las abstraccio-nes es desdeable. La mayor parte de la evaporacin y de la transpiracin se produce entre episodios de escorrenta, que suelen ser de duracin prolongada. Por ello, las abstracciones son especialmente impor-tantes durante esos perodos intermedios. El efecto combinado de la evaporacin y de la transpiracin se denomina evapotranspiracin. Sobre grandes extensiones terrestres de las zonas templadas, aproxi-madamente dos tercios de la precipitacin anual experimenta evapotranspiracin, mientras que el tercio restante discurre en forma de corrientes de agua y aguas subterrneas hacia los ocanos. En regiones ridas, la evapotranspiracin puede ser todava ms cuantiosa, devolviendo a la atmsfera hasta un 90 por ciento o ms de la precipitacin anual. La evaporacin establece tambin un vnculo entre la hidrologa con las ciencias atmosfricas y, en su variante de transpiracin, con la agronoma.

4.1.2 definiciones

evaporacin

Se entiende por evaporacin el proceso en virtud del cual el agua pasa del estado lquido o slido al estado gaseoso mediante la transferencia de energa calrica.

En el ciclo hidrolgico la evaporacin es un proceso importante, hasta el punto de que, a nivel conti-nental, entre un 70 y un 75 por ciento de la precipitacin anual total retorna a la atmsfera por evaporacin y transpiracin. En climas clidos, la prdida de agua por evaporacin en ros, canales y equipos de almacenamiento de agua a cielo abierto es de vital importancia, ya que la evaporacin detrae una proporcin considerable del suministro total de agua. La mayor parte del agua utilizada para fines beneficiosos acaba retornando a los ros y acuferos y puede ser reutilizada, mientras que el agua perdida por evaporacin desaparece comple-tamente del suministro aprovechable. Incluso en

reas hmedas, la prdida por evaporacin es nota-ble, aunque la acumulacin de precipitacin tiende a enmascararla, de modo que no se reconoce salvo en perodos sin lluvia.

Los embalses presentan grandes superficies expues-tas a evaporacin y son, por ello, un factor importante de prdida de agua, aunque posible-mente reducen la evaporacin natural, ya que confinan en embalses profundos las masas de agua, que de otro modo se ocuparan grandes extensiones.

Los factores que controlan la evaporacin son cono-cidos desde hace mucho tiempo, pero es difcil evaluarlos a causa de la interdependencia de sus efectos. Por lo general, sin embargo, la evaporacin acusa los efectos de la temperatura, del viento, de la presin atmosfrica, de la humedad, de la calidad del agua, de la profundidad del agua, del tipo y naturaleza del suelo, y de la forma de la superficie.

Transpiracin

La transpiracin se define como un proceso fisiol-gico natural de las plantas, consistente en que el agua almacenada en el suelo en forma de humedad es captada por las races, recorre la estructura de la planta y se evapora a travs de unas clulas foliares denominadas estomas.

La cantidad de agua almacenada en una planta representa menos del 1 por ciento de la que pierde durante la estacin de crecimiento. Desde un punto de vista hidrolgico las plantas son, pues, como dis-positivos de bombeo que extraen agua del suelo y la elevan hasta la atmsfera.

Es difcil efectuar estimaciones precisas del agua transpirada, a causa de las numerosas variables que intervienen en el proceso. Las estimaciones dispo-nibles habrn de utilizarse con la debida precaucin, teniendo en cuenta las condiciones en que se hayan obtenido. Unas relaciones adecuadas entre los fac-tores climticos y la transpiracin son indispensables para que los datos obtenidos en una regin clim-tica tengan una utilidad general.

La transpiracin resulta afectada por factores fisiolgicos y medioambientales. Los estomas sue-len abrirse y cerrarse en respuesta a condiciones

evaporacIN, evapoTraNSpIracIN y humedad del Suelo

CAPTUlO 4

GUA DE PRCTICAS HIDROlGICASI.4-2

medioambientales tales como la luz y la oscuridad, o el calor y el fro. Los factores medioambientales que afectan a la transpiracin son esencialmente los mismos que para la evaporacin, aunque cabra contemplarlos en trminos un tanto diferentes. A efectos prcticos, el gradiente de presin de vapor, la temperatura, la radiacin solar, el viento y la humedad disponible en el suelo son los factores ms importantes que afectan a la transpiracin.

evapotranspiracin

Se define la evapotranspiracin como el vapor de agua producido en una cuenca fluvial por efecto del crecimiento de su flora.

La evaporacin y los usos fitonutrientes abarcan la transpiracin vegetal y la evaporacin en superfi-cies libres, el suelo, la nieve, el hielo y la vegetacin. Ser importante distinguir aqu entre en la evapo-transpiracin y los usos fitonutrientes. Los usos fitonutrientes solo difieren de la evapotranspira-cin en que abarcan el agua utilizada para formar los tejidos vegetales (Singh, 1994). Al calcular la evapotranspiracin se incluyen tanto la transpira-cin como la evaporacin del suelo. La evapotranspiracin real se puede determinar anali-zando al mismo tiempo los registros de pluviosidad y de escorrenta de una cuenca fluvial.

Hay una diferencia importante entre la evapotrans-piracin y la evaporacin en superficies libres. La transpiracin est asociada al crecimiento de la planta y, por lo tanto, solo habr evapotranspira-cin cuando la planta est creciendo, lo que dar lugar a variaciones diurnas y estacionales. La trans-piracin aade pues estas variaciones al volumen anual normal de evaporacin en superficies libres.

evapotranspiracin potencial

La evapotranspiracin potencial se define como la evapotranspiracin que se producira si hubiera siempre un suministro de agua adecuado en una superficie totalmente cubierta de vegetacin.

Esta definicin presupone un suministro de agua ideal para las plantas. Cuando ste es inferior a la evapotranspiracin potencial, el dficit se extrae de la humedad almacenada en el suelo hasta que se ha utilizado un 50 por ciento aproximadamente del suministro disponible. Si el dficit de humedad es superior, la evapotranspiracin real ser inferior a la potencial hasta que se alcance el punto de mar-chitez, en cuyo momento la evapotranspiracin se detendr.

Intercepcin

La intercepcin es la parte de precipitacin que, al caer en la superficie de la Tierra, puede ser almace-nada o recogida por la cubierta vegetal, evaporndose a continuacin. El volumen de agua perdido se denomina prdida por intercepcin.

Las prdidas por intercepcin no se suelen contabi-lizar en los estudios de grandes tormentas y crecidas. Sin embargo, pueden constituir un factor impor-tante en los estudios del balance hdrico. La precipitacin que cae sobre la vegetacin puede ser retenida por las hojas o la hierba, fluir a lo largo del tallo y convertirse en flujo de vegetacin, o resbalar hacia el exterior y sumarse a la precipitacin que llega al suelo. La cantidad de agua interceptada depender de: a) el carcter de la tormenta;b) las especies, la edad y la densidad de rboles y

plantas; yc) la estacin del ao.

Por lo general, entre un 10 y un 20 por ciento de la precipitacin cada durante la temporada de creci-miento es interceptada y retorna al ciclo hidrolgico mediante evaporacin. En bosques muy densos, puede representar hasta un 25 por ciento de la precipitacin total. En regiones templadas, la evapo-racin del agua interceptada por la vegetacin representa una parte importante de la evapotrans-piracin. Hay numerosas tcnicas para medir la intercepcin de la lluvia (el agua almacenada en el dosel vegetal), la capacidad de intercepcin-almace-namiento del dosel, el perodo de humedad foliar, el volumen de precipitacin que llega al suelo, la evapotranspiracin en el dosel, y la evaporacin de intercepcin (llamada tambin, aunque con menor propiedad, prdida de intercepcin). Por ejemplo, en los artculos de Bouten y otros (1991) y de Lundberg (1993), se han estudiado mtodos de medicin de la intercepcin y de determinacin del perodo de humedad de las hojas, y en el artculo de Klaassen y otros (1998) se ofrece un resumen de mediciones de la capacidad de almacenamiento del dosel. En los artculos de Garratt (1984) y Sharma (1985), entre otros, se describen varios mtodos de evaporacin micrometeorolgica.

4.1.3 medicindelaevaporacin[HOMS C46]

En la publicacin Gua de Instrumentos y Mtodos de Observacin Meteorolgicos (OMM-N 8) se ofrece una referencia de carcter general sobre los instru-mentos de medicin.

CAPTUlO 4. EVAPORACIN, EVAPOTRANSPIRACIN Y HUMEDAD DEl SUElO I.4-3

4.1.3.1 mtodos directos

Aunque existen mtodos razonablemente exactos de medicin de la evaporacin y de la evapotrans-piracin mediante tanques de evaporacin y pequeas masas de agua y de suelo, no es actual-mente posible medir de manera directa cualquiera de esos fenmenos en grandes superficies de agua o de tierra. Sin embargo, se han desarrollado varios mtodos indirectos que arrojan resultados acepta-bles. A tal fin se utilizan tanques de evaporacin y lismetros, como se explica en el presente captulo. En embalses y parcelas de terreno o cuencas peque-as es posible obtener valores estimativos mediante mtodos de balance hdrico o balance energtico, mtodos aerodinmicos y otros. Estas tcnicas se examinan en el presente captulo nicamente desde el punto de vista de los instrumentos y de las necesidades de observacin. Se aborda tambin en este captulo, por separado, el clculo de la evapora-cin y de la evapotranspiracin en superficies de agua y de tierra mediante mtodos indirectos. Algu-nos de los mtodos directos son los que se indican a continuacin.

evaporacin en tanque

Para estimar la evaporacin en masas de agua libre se utilizan por lo general registros de evaporacin en tanque. Los tanques pueden ser de seccin cua-drada o circular, instalados enteramente por encima del terreno o insertados en ste de modo que el nivel de agua sea aproximadamente el mismo que el del suelo. Pueden estar tambin instalados en plataformas flotantes ancladas, en la superficie de lagos u otras masas de agua.

Cabe sealar tres tipos de tanque: el tanque de clase A, de Estados Unidos (figura I.4.1), el tanque GGI-3000 (figura I.4.2), y el tanque de 20 m2 de la

Federacin de Rusia. El tanque de clase A ha sido recomendado por la OMM y por la AICH como ins-trumento de referencia, ya que su respuesta ha sido estudiada en muy diversas condiciones climticas y para un amplio intervalo de valores de latitud y de elevacin. El tanque GGI-3000 y el de 20 m2 se uti-lizan en la Federacin de Rusia y otros pases en condiciones climticas diferentes, ya que poseen caractersticas operacionales fiables y una relacin extremadamente estable con los elementos meteo-rolgicos que influyen en la evaporacin. La OMM ha patrocinado observaciones comparativas (OMM, 1976) del tanque de clase A, del GGI-3000 y del de 20 m2 en varios pases, a raz de las cuales se han formulado algunas recomendaciones prcticas sobre su idoneidad en condiciones climticas y fisiogrficas diversas.

Adems del tanque, se necesitan otros instrumentos, como los anemgrafos o anemmetros integrados, los medidores de precipitacin no registradores, los termmetros o los termgrafos en el caso de la tem-peratura del agua, los termmetros de mxima y mnima o los termgrafos en el caso de la tempera-tura, o los higrotermgrafos o higrmetros.

Al instalar un tanque de evaporacin, ser impor-tante asegurarse de que su emplazamiento est razonablemente nivelado y exento de obstruccio-nes. En lugares en que el clima y el suelo normales no permiten el mantenimiento de una capa de suelo, la capa del terreno ser lo ms semejante posible a la capa natural del lugar. De haber obs-trucciones, como rboles, edificios, matojos o abrigos de instrumentos, aqullas no deberan estar a una distancia menor al cudruplo de la altura del objeto sobre el tanque. En ningn caso se situar el tanque o el instrumento sobre una losa o pedestal de cemento, ni sobre asfalto o gravilla.

Figura I.4.1. Tanque de clase a (estados unidos) Figura I.4.2. Tanque ggI-3000

Se rellena hasta 5 cm por debajo de la marca anular

GUA DE PRCTICAS HIDROlGICASI.4-4

Los instrumentos estarn situados en su parcela de observacin de tal modo que no arrojen sombra sobre el tanque. Las dimensiones mnimas de la parcela sern de 15 m x 20 m. El terreno utilizado estar cercado, a fin de proteger los instrumentos y de impedir que los animales beban el agua. La cerca estar construida de manera que no afecte a la estructura del viento sobre el tanque. En emplaza-mientos no ocupados, particularmente en regiones ridas y tropicales, suele ser necesario proteger los tanques de pjaros y alimaas mediante repelentes qumicos y una tela de alambre. Con el fin de esti-mar el error inducido por esta ltima en el campo de viento y las caractersticas trmicas del tanque, se compararn las lecturas obtenidas del tanque protegido con las de un tanque estndar instalado en el emplazamiento ocupado ms prximo que permita tal operacin.

El nivel de agua en el tanque se medir con exacti-tud antes y despus de llenar ste.

Esta operacin puede efectuarse mediante dos procedimientos:a) determinando el nivel de agua mediante un

dispositivo de gancho, consistente en una balanza mvil con vernier provista de un gancho y confinada en una cmara con agua detenida sobre el tanque. Sera posible utilizar tambin un flotador. Mediante un recipiente calibrado, se agrega o retira agua en cada obser-vacin de modo que el nivel de sta se mantenga en un valor previamente especificado; y

b) el nivel de agua puede determinarse tambin mediante el procedimiento siguiente:i) se coloca un recipiente de pequeo di-

metro provisto de una vlvula sobre una superficie de trabajo situada bajo la super-ficie del agua en el tanque;

ii) se abre la vlvula, y se permite que el nivel de agua en el recipiente se iguale con el del tanque; y

iii) se cierra la vlvula, y se determina con exactitud el volumen del agua en el reci-piente mediante un tubo graduado.

La altura del agua sobre la superficie de trabajo se determina a partir del volumen de agua contenido en el recipiente y de las dimensiones de ste.

La evaporacin diaria se calcula en base a la dife-rencia de nivel de agua en el tanque en das sucesivos, corregida para tener en cuenta la precipi-tacin cada durante ese perodo. La cantidad de evaporacin sobrevenida entre dos observaciones del nivel de agua en el tanque se determina mediante la expresin siguiente:

E = P d (4.1)

donde P es la altura de la precipitacin durante el perodo transcurrido entre ambas mediciones, y d es la altura del agua agregada (+) o retirada () del tanque.

Se utilizan varios tipos de tanques de evaporacin automticas. En el tanque, el nivel de agua se man-tiene automticamente constante mediante descargas de agua provenientes de un depsito de almacenamiento, o extrayendo agua del tanque en caso de precipitacin. Seguidamente se registra la cantidad de agua aadida o retirada del tanque.

La principal dificultad a la hora de utilizar tanques de clase A para medir directamente la evaporacin radica en la utilizacin de coeficientes que convier-tan las mediciones efectuadas en un depsito pequeo en valores caractersticos de grandes masas de aguas libres. Como alternativa a la estimacin clsica de la evaporacin, en el artculo de Keskin y otros (2004) se ha sugerido la utilizacin de lgica borrosa.

evaporacin de nieve

En muchos pases se utilizan evapormetros de polietileno o plstico incoloro para medir la evapo-racin o la condensacin en una capa de nieve. Los evapormetros de nieve tendrn una superficie mnima de 200 cm2 y una profundidad de 10 cm.

Tras extraer una muestra de nieve para llenar el eva-pormetro, se mide su peso total y se nivela el evapormetro con la superficie de la nieve. Se pro-curar que las caractersticas de la superficie de la muestra situada en el evapormetro sean similares a las de la capa de nieve en que se haya instalado el instrumento. Al trmino del perodo de medicin, se extrae de la nieve el evapormetro, se limpian sus rebordes y se efecta una segunda pesada. La dife-rencia entre los pesos inicial y final es convertida en valores de evaporacin o condensacin, expresa-dos en centmetros. Las mediciones efectuadas en el transcurso de precipitaciones o ventiscas de nieve no sern vlidas. Durante la fusin, se pesarn los evapormetros y se extraern nuevas muestras a intervalos ms frecuentes ya que, al asentarse, la capa de nieve expondr el borde del evapormetro y alterar el flujo de aire sobre la muestra.

4.1.3.2 mtodos indirectos

Debido a los problemas que plantean las mediciones directas de la evaporacin en lagos y embalses, se utilizan frecuentemente mtodos indirectos basados

CAPTUlO 4. EVAPORACIN, EVAPOTRANSPIRACIN Y HUMEDAD DEl SUElO I.4-5

en el balance hdrico y energtico, mtodos de tipo aerodinmico, o combinaciones de ambos. Los ele-mentos meteorolgicos incorporados en que se basan estos mtodos son la radiacin solar y de onda larga, la temperatura superficial del aire y de la superficie del agua, la humedad atmosfrica o la presin de vapor, y el viento. En las secciones siguientes se describen los instrumentos y procedi-mientos observacionales utilizados para medir tales elementos. En secciones posteriores del presente captulo se expondr la manera de utilizar estas observaciones para la aplicacin de diversos mto-dos indirectos de estimacin de la evaporacin.

radiacin solar

La radiacin solar total incidente (de onda corta) se medir en un emplazamiento cercano al embalse mediante un piranmetro, y los resultados sern registrados de manera continua. La radiacin entrante de onda corta sobre una superficie hori-zontal se mide con un piranmetro. La mayora de los piranmetros modernos estn basados en ter-mopilas multiunin, y estn cubiertos de cpulas de vidrio simple o doble que permiten nicamente el paso de la radiacin en el intervalo de 0,3 a 3 m hasta la superficie sensible del piranmetro (figura I.4.3). Algunos tipos de piranmetro presentan una superficie negra a la que se conectan la mitad de las termouniones, mientras que las restantes estn situadas de modo que perciban la lenta variacin de la temperatura de referencia en un bloque del latn apantallado de gran tamao. Otros modelos presentan una superficie sensible constituida por varias superficies pintadas de blanco y de negro, con termouniones en ambos casos.

radiacin de onda larga

La radiacin de onda larga se mide indirectamente mediante radimetros de placa. Estos instrumentos

no presentan una respuesta selectiva a diferentes longitudes de ondas, por lo que miden la totalidad del espectro. La radiacin de onda larga se calcula en trminos de la diferencia entre la radiacin total recibida del sol y del cielo, tal como es observada por el radimetro; la radiacin solar se mide mediante un piranmetro instalado en el mismo emplazamiento.

Hay un tipo de radimetro de onda larga consis-tente en una placa de 5 cm2 instalada horizontalmente en la va de salida de un pequeo ventilador. La placa est situada entre una superfi-cie superior de aluminio pintado de negro y una superficie inferior de aluminio pulimentada. Una termopila mide el gradiente vertical de tempera-tura al travs de una lmina aislante, que constituye la capa central. La tensin en la termopila es pro-porcional al flujo de calor descendente a travs de la placa, que a su vez es proporcional a la energa reci-bida por la superficie negra, una vez restada la radiacin de cuerpo negro. Con el fin de descartar los efectos de sta, se medir mediante un termopar la temperatura de la superficie negra. La va de salida del ventilador tiene por objeto reducir al mnimo los efectos del viento sobre el coeficiente de calibracin del aparato.

Otro tipo de instrumento, el pirradimetro de valor neto, mide la diferencia entre la radiacin total (de onda corta y de onda larga) entrante (des-cendente) y saliente (ascendente). El instrumento consiste en una placa instalada horizontalmente, con dos superficies de color negro. La mitad de las uniones de una termopila estn conectadas a la superficie superior, mientras que las restantes estn conectadas a la superficie inferior, de modo que la corriente saliente de la termopila es proporcional a la radiacin neta en la banda entre 0,3 y 100 m. Estos instrumentos son de dos tipos: ventilados y apantallados, con objeto de reducir la transferencia de calor convectivo desde el elemento detector. Los instrumentos estarn instalados a no menos de 1 m por encima de la cubierta vegetal representativa.

Temperatura del aire

La temperatura del aire se medir a 2 m de altura sobre la superficie del agua, en las proximidades del centro del embalse. En embalses de pequeo tamao, la temperatura del aire podra no alterarse apreciablemente a su paso a travs de la superficie del agua, en cuyo caso podrn efectuarse medicio-nes satisfactorias en un emplazamiento situado en la orilla, viento arriba.

Figura I.4.3. pirradimetro (detalle del sensor)

GUA DE PRCTICAS HIDROlGICASI.4-6

Aunque la observacin de la temperatura del aire a intervalos de 1, 4 o 6 horas podra ser suficiente, sera de desear un registro continuo, especialmente para las mediciones de humedad. Los termgrafos elctricos, que utilizan termmetros de termopar, son adecuados para registrar observaciones en los potencimetros multicanal utilizados para las mediciones de radiacin.

Al medir la temperatura del agua, los termmetros debern estar protegidos del sol, sin por ello res-tringir la ventilacin natural. Se han diseado apantallamientos de radiacin especiales para ter-mmetros de termopar. Las mediciones de la temperatura del aire deberan presentar un error no superior a 0,3 C.

Temperatura de la superficie del agua

Para medir la temperatura del agua se utilizan varios tipos de termmetros, como los de mercurio en vidrio o de mercurio en acero (incluidos los de mxima y mnima y los de inversin), de resisten-cia de platino o termistor con circuito electrnico y medidor o registrador, y los termmetros de termo-par con voltmetro, con o sin registrador.

El termmetro ms adecuado se determinar en funcin de la aplicacin deseada. As, para las obser-vaciones directas lo ideal sera un termmetro de mercurio en vidrio, mientras que para los registros continuos podrn utilizarse dispositivos de resis-tencia o termopar.

Los termgrafos, que producen un registro conti-nuo de temperaturas, suelen estar constituidos por un elemento detector de mercurio encapsulado en acero y sumergido en el agua, que se conecta a un registrador grfico de forma circular o cilndrica provisto de un transductor de tubo Bourdon. Al instalar un termgrafo, se procurar que las medi-ciones obtenidas sean representativas de la temperatura del agua (Herschy, 1971).

En estaciones automticas en que la medicin, que generalmente abarcar otras variables, se registre en cinta magntica o sea transmitida mediante sistemas de telemetra directa por cable o radio, los termmetros ms utilizados son los de resistencia de platino o de termistor. Dado que stos no contienen piezas mviles, son ms fiables y ofrecen una mayor exactitud y sensibilidad de medicin. El dispositivo detector suele estar conectado a un circuito de Wheatstonebridge y a un amplificador electrnico con el fin de producir una seal de salida adecuada para el registro o la transmisin.

Por lo general, la precisin necesaria para medir temperaturas de agua ser de 0,1 C, excepto para fines especiales en que se requiera un mayor grado de exactitud. Sin embargo, en gran nmero de casos ser adecuada una precisin de observacin de 0,5 C, y con frecuencia los datos de temperatura estadsticos se redondean al 1 C ms prximo. Es, pues, importante especificar las necesidades opera-cionales con el fin de seleccionar el termmetro ms adecuado.

humedad o presin de vapor del aire

Las mediciones de humedad se efectan en el mismo lugar que las de temperatura del aire. Para registrar los valores de observacin, los instrumen-tos ms adecuados son psicrmetros provistos de un termmetro de termopar. Los termmetros de termopar descritos en la seccin precedente sobre la temperatura del aire, juntamente con un term-metro de termopar adicional que registre temperaturas de bulbo hmedo, proporcionarn unos resultados adecuados. Los termopares de bulbo hmedo irn provistos de una mecha y un depsito, instalados de modo que el agua alcance la temperatura de bulbo hmedo. Los termmetros de bulbo hmedo debern estar protegidos de la radia-cin y, al mismo tiempo, mantener una ventilacin adecuada, con el fin de obtener una temperatura de bulbo hmedo verdadera. Una pantalla similar a la utilizada para la temperatura del aire proporcionar una ventilacin adecuada cuan do la velocidad del viento sea superior a 0,5 ms-1. En la prctica, la pan-talla del termmetro de bulbo seco se sita inmediatamente debajo de la utilizada para la tem-peratura del aire.

Cuando las temperaturas de bulbo seco y bulbo hmedo presenten un margen de error de 0,3 C, la humedad relativa debera arrojar un error de 7 por ciento para temperaturas moderadas. Estos valores son adecuados para determinar la presin de vapor.

viento

La velocidad del viento se medir en las proximida-des del centro del lago o embalse, a una altura de 2 m por encima de la superficie del agua. En la prc-tica, se utiliza una balsa anclada, sobre la que se instalan los instrumentos.

Cualquier tipo de anemmetro estndar adecuado para transmitir indicaciones o registros a distancia ser apropiado para determinar promedios diarios de la velocidad del viento. Para los registros a dis-tancia, los instrumentos ms adecuados son los

CAPTUlO 4. EVAPORACIN, EVAPOTRANSPIRACIN Y HUMEDAD DEl SUElO I.4-7

anemmetros de ventilador con rotor de tres palas. Las mediciones de viento efectuadas con este tipo de instrumentos suelen arrojar un grado de exacti-tud de 0,5 m s1, que se considera aceptable para las mediciones de evaporacin.

Cuando se utilice un anemmetro totalizador, deber preverse una lectura del contador a intervalos fijos (preferiblemente cada da). Cuando se utilice un anemmetro de contacto elctrico, deber instalarse un registrador. Para ello podra servir un indicador elctrico que registre los fenmenos sobre el margen de la grfica de temperaturas.

4.1.4 medicindelaevapotranspiracin

evapormetros de suelo y lismetros

Para estimar la evapotranspiracin pueden utili-zarse evapormetros de suelo y lismetros, mtodos basados en el presupuesto hdrico o trmico, mto-dos de difusin turbulenta, o diversas frmulas empricas basadas en datos meteorolgicos. La uti-lizacin de evapormetros de suelo y lismetros permite medir directamente la evapotranspiracin en diferentes superficies de tierra, as como la eva-poracin del suelo en terrenos con plantas cultivadas. Estos instrumentos son sencillos y exac-tos, siempre que se respeten todos los requisitos relativos a su instalacin y a las tcnicas de observa-cin. La transpiracin de la vegetacin es, en trminos estimados, la diferencia entre la evapo-transpiracin medida y la evaporacin del suelo medida contemporneamente.

Los evapormetros de suelo y los lismetros pueden cla-sificarse atendiendo a su modo de funcionamiento:a) por peso, que utilizan balanzas mecnicas para

reflejar los cambios del contenido de agua;b) por hidrulica, basados en el principio hidros-

ttico de pesada; yc) por volumetra, que mantienen constante el

contenido de agua, midiendo la evapotranspi-racin en trminos de la cantidad de agua agre-gada o extrada.

No existe un nico instrumento estndar para medir la evapotranspiracin.

Los requisitos generales con respecto a la situacin de los emplazamientos para medir la evaporacin son:a) el emplazamiento seleccionado debera ser

representativo del rea circundante en cuanto a las caractersticas de riego y de suelo (textura, estratificacin, tipo gentico), as como a la pendiente y a la cubierta vegetal; y

b) el emplazamiento estar alejado de la influen-cia de edificios y rboles. Estar instalado a una distancia no inferior a entre 100 y 150 m de la linde de la parcela, y a no ms de 3 a 4 km de la estacin meteorolgica. Los monolitos de suelo incorporados a los evapormetros y lismetros habrn sido extrados en un radio de 50 m de la parcela, y tanto el suelo como la cubierta vege-tal del monolito se correspondern con los de la parcela.

4.1.5 medicindevariablesdeevaporacinyevapotranspiracinmedianteteledeteccin[HOMS D]

Se han utilizado observaciones mediante teledetec-cin, combinadas con datos meteorolgicos auxiliares, para obtener estimaciones indirectas de la evapotranspiracin en una horquilla de escalas temporales y espaciales (Schulz y Engman, 2000). Recientemente, se ha avanzado considerablemente en la teledeteccin de parmetros tales como:a) la radiacin solar entrante;b) el albedo superficial;c) la cubierta vegetal;d) la temperatura superficial; ye) la humedad superficial del suelo.

Teledeteccin de variables de evaporacin

Las mediciones de radiacin y temperatura del aire suelen efectuarse en un mismo lugar, o bien en el centro del lago o embalse, o en una estacin situada en la orilla, viento arriba. Ello permite registrar varios valores secuenciales en un nico registrador multicanal. En ocasiones, se utilizan dispositivos integrados, juntamente con registradores de banda grfica. Este tipo de dispositivos permite una lec-tura visual del valor promedio de cada magnitud durante el perodo en que se calcula la evaporacin (por lo general, 10 das o 2 semanas).

La teledeteccin de ciertos parmetros importantes utilizados para estimar la evaporacin se efecta midiendo la radiacin electromagntica en una banda radioelctrica particular reflejada o emitida por la superficie de la Tierra. Es posible obtener una estimacin de la radiacin solar entrante mediante observaciones satelitales de la capa de nubes, esen-cialmente desde rbitas geosncronas mediante MSS en las regiones visible, prxima al infrarrojo y trmica del espectro electromagntico (Brakke y Kanemasu, 1981; Tarpley, 1979; Gautier y otros, 1980). Las estimaciones del albedo superficial pue-den obtenerse, en condiciones de cielo despejado, de mediciones que abarquen la totalidad del espec-tro visible y prximo al infrarrojo (Jackson, 1985;

GUA DE PRCTICAS HIDROlGICASI.4-8

Brest y Goward, 1987). La temperatura superficial puede estimarse a partir de mediciones del flujo radiante emitido obtenidas mediante MSS en longi-tudes de onda infrarrojas trmicas (Engman y Gurney, 1991).

Sin embargo, no es mucho lo que se ha avanzado en la teledeteccin directa de los parmetros atmosfricos que afectan a la evapotranspiracin, a saber:a) la temperatura del aire cerca de la superficie;b) los gradientes de vapor del agua cerca de la

superficie; yc) el viento cerca de la superficie.

Adems, gracias a su cobertura zonal, la teledetec-cin puede desempear un papel muy importante en el proceso de extrapolacin espacial de la evapotranspiracin.

Teledeteccin de variables de evapotranspiracin

Recientemente, los investigadores han comenzado a utilizar datos satelitales (por ejemplo, Bastiaans-sen y otros, 1998; Choudhury, 1997; Granger, 1997) para estimar la evapotranspiracin real a nivel regional. La teledeteccin de ciertos parmetros importantes utilizados para estimar la evapotrans-piracin se efecta midiendo la radiacin electromagntica en una banda de frecuencias reflejada o emitida por la superficie de la Tierra. Las estimaciones de la radiacin solar entrante, del albedo superficial y de la temperatura superficial pueden efectuarse en base a las mismas mediciones satelitales indicadas en la seccin 4.1.3. La hume-dad del suelo puede estimarse utilizando la medicin de las propiedades del suelo respecto a las microondas (emisin y reflexin en microondas o retrodispersin desde el suelo). Sin embargo, tales estimaciones conllevan incertidumbres vinculadas a factores ya mencionados, como la rugosidad de la superficie o la cubierta vegetal.

En un futuro, el mtodo de teledeteccin ms prctico podra consistir en una serie de observa-ciones repetidas en las regiones cercana al infrarrojo y trmica, y en microondas. Los componentes nece-sarios para determinar el flujo de calor sensible sern medidos mediante instrumentos del EOS. El flujo de calor latente no puede ser medido directa-mente, pero dichos instrumentos permitirn una cierta capacidad de muestreo. Adems, los progra-mas previstos (por ejemplo, el del EOS) deberan proporcionar los datos necesarios para evaluar la evapotranspiracin a escala local, regional y mundial.

4.2 estimAcindelAevAporAcinensuperFicieslibres

4.2.1 consideracionesgenerales[HOMS I45]

Para determinar la evaporacin en superficies de agua pueden utilizarse diversos mtodos, entre ellos los siguientes:a) balance hdrico;b) balance energtico;c) mtodos de transferencia de masas;d) mtodos combinados; ye) frmulas empricas.

Cualquiera de los mtodos precedentemente descritos permite determinar la evaporacin. Por lo general, los instrumentos necesarios para aplicar los mtodos de balance energtico y de transferencia de masas son bastante costosos, al igual que el mantenimiento de las observaciones. Por ello, son ms habituales el mtodo del balance hdrico y la utilizacin de tanques de evaporacin. La utilizacin de tanques es el mtodo menos costoso, y en muchos casos proporcionar unas estimaciones adecuadas de la evaporacin anual. Sea cual sea el mtodo que se seleccione, ste depender, sin embargo, del grado de exactitud requerido. A medida que mejore la capacidad para evaluar los par-metros del balance hdrico y del balance energtico, mejorarn tambin las estimaciones de la evaporacin resultantes.

4.2.2 balancehdrico

Este mtodo, basado en la ecuacin de continui-dad, permite calcular la evaporacin mediante la expresin siguiente:

E = I O S (4.2)

donde E es la evaporacin, I es el flujo entrante, O es el flujo saliente y S es la variacin del volumen de almacenamiento.

Incorporando los sufijos s y g a los distintos compo-nentes de la ecuacin 4.2 con el fin de denotar los vectores con origen por encima y por debajo de la superficie terrestre, respectivamente, la ecuacin puede expresarse en la forma:

Es = P + R1 R2 Rg Ts F Ss (4.3)

donde Es es la evaporacin en el embalse, P es la precipitacin, R1 es la escorrenta superficial entrante al embalse, R2 es la escorrenta superficial saliente del embalse, Rg es el flujo de agua subterr-nea entrante, Ts es la prdida de transpiracin,

CAPTUlO 4. EVAPORACIN, EVAPOTRANSPIRACIN Y HUMEDAD DEl SUElO I.4-9

F es la infiltracin (o prdida de agua) y Ss es la variacin del volumen de almacenamiento.

Si la transferencia neta de prdida por infiltracin (Rg F) = Os y el trmino de transpiracin Ts son iguales a cero, la ecuacin 4.3 puede reescribirse en la forma:

Es = P + R1 R2 + Os Ss (4.4)

Todos los trminos estn expresados en unidades volumtricas para un perodo de tiempo que no debera ser inferior a una semana. El mtodo del balance hdrico, pese a ser evidentemente ms sim-ple en teora, presenta el inconveniente de que los errores de medicin de los parmetros utilizados en la ecuacin 4.4 se reflejan directamente en las can-tidades de evaporacin calculadas. Por consiguiente, no se recomienda aplicar el mtodo para perodos de tiempo inferiores a un mes si se espera que la estimacin de la evaporacin difiera de la cantidad real en un 5 por ciento.

El trmino ms difcil de evaluar es, probablemente, el de prdida por infiltracin, F. Este componente puede estimarse cuando se conocen la conductividad hidrulica del lecho lacustre y el gradiente hidrulico. No obstante, convendr tener presente que el mtodo del balance hdrico determinar ms eficazmente la evaporacin en lagos relativamente impermeabiliza-dos, en los que las infiltraciones son desdeables en comparacin con la cantidad de evaporacin.

Para evaluar Ss debera disponerse de un valor exacto de la curva de rea-capacidad del lago. Incluso contando con estos datos, el componente de almace-namiento en las mrgenes puede introducir un error en el balance hdrico. Sin embargo, si se ignorase el componente de almacenamiento en las mrgenes, el balance hdrico no sera til para ciclos anuales.

Aunque es tericamente posible utilizar el mtodo del balance hdrico para estimar la evaporacin en una superficie libre, suele ser imprctico hacerlo, debido al efecto de los errores vinculados a la medicin de diversos parmetros. Utilizando este mtodo, la estimacin de la evaporacin ser residual, por lo que podra adolecer de un margen de error considerable cuando sea de pequea magnitud en comparacin con otros parmetros.

En resumen, este mtodo es dificultoso e inexacto en la mayora de las circunstancias, particularmente cuando los perodos de promediacin son breves. Algunos de los parmetros ms difciles de medir son la variacin del volumen de almacenamiento, las prdidas por infiltra-cin, el flujo de agua subterrnea y los flujos de adveccin.

4.2.3 balanceenergtico

El mtodo del balance energtico ilustra una posi-ble aplicacin de la ecuacin de continuidad, formulada en trminos de energa. Ha sido utili-zado para calcular la evaporacin en ocanos y lagos, por ejemplo en el embalse de Elephant Butte, en Nuevo Mxico (Gunaji, 1968). La ecuacin des-cribe la energa entrante y saliente, compensada por la cantidad de energa almacenada en el sis-tema. La exactitud de las estimaciones de evaporacin basadas en el balance energtico depender en gran medida de la fiabilidad y exacti-tud de los datos de la medicin. En condiciones adecuadas, cabra esperar un error, en promedio, de aproximadamente 10 por ciento respecto de los perodos estivales, y de un 20 por ciento respecto de los meses invernales.

Para un lago, la ecuacin del balance energtico puede expresarse en la forma (Viessman y otros, 1989):

Q0 = Qs Qr + Qa Qar Qbs + Qv Qe Qh Qw (4.5)

donde Q0 es el aumento de energa almacenada por el agua, Qs es la radiacin solar incidente en la superficie del agua, Qr es la radiacin solar reflejada, Qa es la radiacin de onda larga entrante desde la atmsfera, Qar es la radiacin de onda larga refle-jada, Qbs es la radiacin de onda larga emitida por el agua, Qv es la energa neta transportada por advec-cin (contenido neto de energa del agua entrante y saliente) hacia la masa de agua, Qe es la energa uti-lizada para la evaporacin, Qh es la energa transportada por conduccin desde la masa de agua en forma de calor sensible, y Qw es la energa trans-portada mediante adveccin por el agua evaporada.

Todos los trminos de la ecuacin 4.5 estn expresa-dos en watios por metro cuadrado y por da (W m2 da). Se ha despreciado el calentamiento producido por los cambios qumicos y los procesos biolgicos, ya que se trata de la transferencia de energa que tiene lugar en la interfaz agua-terreno. Se ha excluido tambin la transformacin de ener-ga cintica en energa trmica. Estos factores suelen ser muy pequeos, en trminos cuantitativos, frente a otros trminos del balance cuando se trata de grandes embalses. En consecuencia, su omisin no influir mucho en la fiabilidad de los resultados.

Cada uno de los trminos de la ecuacin del balance energtico se obtiene mediante medicin directa o mediante un clculo basado en las relaciones cono-cidas. Se indica a continuacin el procedimiento utilizado para evaluar cada uno de los trminos.

GUA DE PRCTICAS HIDROlGICASI.4-10

Los trminos de la ecuacin 4.5 que pueden ser medidos son Qs, Qr y Qa, y el balance de radiacin neto viene expresado por:

Rf = Qs Qsr + Qa Qar Qbs (4.6)

Todos los valores precedentes estn expresados en W m2.

En las secciones 4.1.3, 4.1.4 y 4.1.5 y en la Gua de Instrumentos y Mtodos de Observacin Meteorolgicos (OMM-N 8), se encontrarn descripciones detalladas de los instrumentos y tcnicas de medi-cin aplicables a los elementos anteriormente indicados.

Para la radiacin de onda larga reflejada (Qar) puede tomarse un valor igual al 3 por ciento de la radia-cin de onda larga recibida en la superficie del agua.

La radiacin de onda larga emitida por el agua (Qbs) se calcula mediante la ley de StefanBoltzmann de radiacin de cuerpo negro, con un factor de emisi-vidad de 0,970 en el caso del agua. La ecuacin que permite calcular la radiacin emitida por la superfi-cie de agua es la siguiente:

Qbs = 0,974 (4.7)

donde Qbs es la radiacin emitida por la superficie del agua, expresada en W m2, es la constante de Stefan-Boltzmann (5,67 x 108 W m2 K4), y es la temperatura de la superficie del agua, expresada en K. A efectos de clculo, se determinar para cada perodo de estudio la temperatura promedio de la superficie del agua, tal y como haya sido registrada en las proximidades del centro del embalse. La tem-peratura es seguidamente convertida en K para, a continuacin, calcular la radiacin promedio emi-tida por la superficie del agua durante el perodo de estudio, expresada en W m2.

La energa trmica del volumen de agua del embalse en una fecha dada se calcula en base a un estudio de observacin de la temperatura en esa misma fecha. Este tipo de mediciones de temperatura, que deberan arrojar un grado de exactitud de 0,1 C, suelen efectuarse a intervalos quincenales o men-suales. El embalse puede dividirse en varias capas, desde la superficie hasta el fondo. El volumen de agua correspondiente a cada una de ellas se determinar a partir de la relacin altura de agua-volumen. Todas las observaciones de temperatura efectuadas en una capa determinada se sometern a promediacin para obtener una temperatura media correspondiente a ese volumen de agua.

La suma de los productos del volumen por la tem-peratura (para una temperatura de base de 0 C) proporcionar la energa total en la fecha conside-rada. Se considerar que la densidad y el calor especfico son unitarios para el intervalo de tempe-raturas del embalse. Con objeto de determinar la energa invertida en la evaporacin, Qe, debern evaluarse las variaciones de la energa almacenada resultante de la adveccin energtica en los vol-menes de agua que penetran o abandonan el embalse. Tambin en este caso, suele seleccionarse una temperatura de base de 0 C para calcular la cantidad de energa presente en esos volmenes. Sus temperaturas se determinan mediante observa-cin, o se obtienen de registros (seccin 4.1.3), en funcin de la variacin de la temperatura con el caudal. Cuando la temperatura del agua vare con el caudal, deber ponderarse la temperatura media del volumen en funcin del caudal. Las temperatu-ras del agua almacenada en las mrgenes y de las infiltraciones netas se consideran iguales al valor anual medio de la temperatura del aire. Este ltimo supuesto podra ser incorrecto, pero esta posibili-dad no se considera importante cuando el aflujo superficial es un componente cuantioso del balance hdrico.

Cuando la precipitacin sea un componente impor-tante del balance hdrico, deber tenerse en cuenta la energa del volumen de agua correspondiente. Se presupondr que la temperatura de la lluvia es la de bulbo hmedo en el momento de la precipitacin. Para calcular la energa correspondiente a cada uno de estos volmenes se utilizarn las unidades cent-metro-gramo-segundo, y se considerar que la densidad y el calor especfico son unitarios para la horquilla de temperaturas existente en esos vol-menes. El producto de la temperatura por el volumen proporcionar la cantidad de energa de cada volumen, en julios (energa neta transportada por adveccin, Qv). La diferencia entre las energas calculadas del agua almacenada en los estudios observacionales de la temperatura efectuados al comienzo y al final del perodo de estudio determi-nar la variacin de la energa almacenada (Q0).

Durante los meses de invierno, en que la capa de hielo es parcial o completa, el balance energtico arrojar resultados adecuados solo ocasional-mente, ya que ser difcil medir la radiacin solar reflejada, la temperatura superficial del hielo y la superficie de la capa de hielo. En la mayora de los casos no ser posible estimar la evaporacin diaria en base al balance energtico, ya que no es prc-tico efectuar una determinacin fiable de las variaciones de la energa almacenada en perodos tan breves. Cuando los perodos sean de una

CAPTUlO 4. EVAPORACIN, EVAPOTRANSPIRACIN Y HUMEDAD DEl SUElO I.4-11

semana o ms, ser ms probable obtener medicio-nes satisfactorias.

Al utilizar la metodologa del balance energtico se ha demostrado que la exactitud deseada de la medi-cin no es la misma para todas las variables. As, errores de medicin de la radiacin de onda larga entrante tan pequeos como un 2 por ciento pue-den inducir errores de entre un 3 y un 15 por ciento en las estimaciones de la evaporacin mensual, mientras que errores del orden de un 10 por ciento en las mediciones de la energa solar reflejada pue-den dar lugar a errores de tan solo un 1 a un 5 por ciento de la evaporacin mensual calculada. Para determinar la evaporacin mediante la ecuacin 4.5 suele utilizarse la relacin siguiente:

B =Q hQ e

(4.8)

donde B suele denominarse cociente de Bowen (Bowen, 1926), y:

Q w =c pQ e(T e Tb )

L (4.9)

donde cp es el calor especfico del agua (cal/g C), que es igual a 4 186,8 J/kg C, Te es la tempera-tura del agua evaporada (C); Tb es la temperatura de un dato de referencia arbitrario, generalmente 0 C, y L es el calor latente de vaporizacin (cal/g), que es igual a 2 260 kJ/kg. Introduciendo estas expresiones en la ecuacin 4.5 y despe-jando Qe, obtenemos:

(4.10)Q e =Q s Q r + Q a Q ar Q bs Q o + Q v

1 + B + c p (T e Tb ) / L

Para determinar el espesor de agua evaporada por uni-dad de tiempo puede utilizarse la expresin siguiente:

E =Q e L

(4.11)

donde E es la evaporacin (m s1), y es la densidad de masa del agua evaporada (kg m3).

As pues, la ecuacin del balance energtico adop-tar la forma:

E =Q e L

(4.12)

El cociente de Bowen puede calcularse mediante la expresin:

B = 0,6 1 p (T o T a )1 0 0 0 (eo ea )

(4.13)

donde p es la presin atmosfrica (mbar), To es la temperatura superficial del agua (C); Ta es la temperatura del aire (C), eo es la presin de vapor de saturacin a la temperatura superficial del agua (mbar), y ea es la presin de vapor del aire (mbar).

Esta expresin permite obviar el problema de eva-luar el trmino de calor sensible, que no puede ser medido directamente.

La teledeteccin de varios parmetros importantes utilizados para estimar la evaporacin se efecta midiendo la radiacin electromagntica en una banda de frecuencias reflejada o emitida por la superficie de la Tierra, como se ha sealado en la seccin 4.1.3.

aplicabilidad del mtodo del balance energtico

Antes de aplicar el mtodo del balance energtico para estimar la evaporacin en superficies libres deberan tenerse en cuenta las consideraciones siguientes:a) no se ha contabilizado el flujo de calor desde

el fondo del lago. Este componente es, sin embargo, importante cuando los lagos son poco profundos;

b) se ha supuesto que el cociente de Bowen propor-ciona una estimacin suficientemente exacta de Qh;

c) se ha ignorado el efecto producido por la difu-sividad radiativa, la estabilidad del aire y las partculas en aspersin; y

d) la posibilidad de aplicar este mtodo depender en gran medida de la posibilidad de evaluar los componentes de la energa advectiva.

4.2.4 mtododetransferenciademasas

Como su propio nombre indica, el mtodo de trans-ferencia de masas est basado en la determinacin de la masa del vapor de agua transferida de la super-ficie del agua a la atmsfera. Antes de profundizar en este concepto, es conveniente describir la fsica del movimiento del aire.

Cuando el aire pasa sobre superficies de tierra o agua, la altura ocupada por aqul en la atmsfera inferior puede dividirse en tres capas: a) una capa laminar prxima la superficie;b) una capa turbulenta; yc) una capa externa que influye en forma de roza-

miento.

GUA DE PRCTICAS HIDROlGICASI.4-12

La capa laminar, en la que el flujo del aire es lami-nar, tiene un espesor aproximado de tan solo 1 mm. En ella la temperatura, la humedad y la velocidad del viento varan casi linealmente con la altura, y la transferencia de calor, de vapor de agua y de canti-dad de movimiento son esencialmente procesos moleculares. La capa turbulenta situada sobre ella puede tener varios metros de altura, segn el grado de turbulencia. En ella la temperatura, la humedad y la velocidad del viento varan de manera aproxi-madamente lineal con el logaritmo de la altura, y la transferencia de calor, vapor y cantidad de movi-miento a travs de ella son procesos turbulentos.

El mtodo de transferencia de masas est basado en la ley aerodinmica de Dalton, que proporciona la relacin entre la evaporacin y la presin de vapor:

E = k (es ea) (4.14)

donde E es la evaporacin directa, k es un coefi-ciente que depende de la velocidad del viento, de la presin atmosfrica y de otros factores, es y ea son la presin de vapor de saturacin correspondiente a la temperatura superficial del agua y a la presin de vapor del aire, respectivamente. Los valores de tem-peratura diaria media y de humedad relativa pueden servir para determinar la presin de vapor media, ea, y el dficit de saturacin medio (es ea). La ecuacin 4.14 fue originalmente propuesta por Harbeck y Meyers (1970).

4.2.5 combinacindelosmtodosaerodinmicoydebalanceenergtico

Posiblemente el mtodo ms utilizado para calcu-lar la evaporacin en un lago por efecto de factores meteorolgicos se basa en una combinacin de las ecuaciones aerodinmica y de balance energtico:

Ei =

Rn + Ea

+ (4.15)

donde Ei es la evaporacin estimada en una superfi-cie de agua libre, =

es eszTs Tz

es la pendiente de la

curva de presin de vapor de saturacin a cualquier temperatura a, que aparece tabulada como / en funcin de Tz en Brutsaert (1982, figura 10.2), Rn es la radiacin neta, es la constante de la ecuacin de psicrmetro de bulbo hmedo y seco, y Ea es la

misma variable que aparece en la ecuacin 4.14.

La constante psicromtrica en C es la misma constante del cociente de Bowen, y su valor a una presin de 1 000 mbar es 0,61. La radiacin neta Rn

(en MJ m2 da) puede estimarse mediante la ecua-cin siguiente:

Rn = 0 ,25 + 0 ,5n

N

S0 0 ,9

n

N+ 0 ,1

0 ,34 0 ,14 ed T4

(4.16)

donde n/N es el cociente entre las horas de insola-cin reales y posibles, S0 es la radiacin extraterrestre (en MJ m2 da), ed es la presin de vapor real del aire expresada en milmetros de mercurio, es la constante de StefanBoltzmann, expresada tam-bin como evaporacin equivalente en mm da1, y T es la temperatura media del aire (absoluta), expre-sada en K.

Aunque podra ser necesario utilizar esta ecuacin, sera preferible utilizar valores medidos de la radia-cin solar y de onda larga.

En el documento tcnico de Kohler y otros (1959) se utiliza un mtodo parecido, mediante el cual se obtiene la representacin grfica de la figura I.4.4. Las observaciones meteorolgicas de la radiacin solar, de la temperatura del aire, del punto de roco y del movimiento del viento a la altura del anem-metro de un tanque de clase A son necesarias para poder aplicar esta tcnica. En ausencia de observa-ciones de la radiacin solar, es posible estimar sta a partir de los porcentajes de insolacin o de nubo-sidad posibles. La evaporacin en lagos calculada por este mtodo para perodos breves sera aplicable solo a lagos de muy poca profundidad, con una adveccin de energa escasa o nula en direccin al lago. Cuando el lago es profundo y hay una advec-cin considerable por efecto de los flujos entrante y saliente, es necesario corregir el valor calculado de la evaporacin en el lago para reflejar la energa neta transportada por adveccin y la variacin de

dependencia de la temperatura de (/) y /( + ) a 1 000 mbar

Adaptado de Brutsaert (1982, figura 10.2)

216 Evaporacin a la atmsfera

Temperatura (C)

/

/( + )

0 5 10 15 20 25 30 35 400

0,5

1,0

1,5

Captulo 4. EvaporaCin, EvapotranspiraCin y humEdad dEl suElo i.4-13

la energa almacenada. Estos trminos han sido descritos en la seccin 4.2.3 referente al mtodo del balance energtico. Sin embargo, no toda la energa transportada por adveccin ni toda la variacin de la energa almacenada se invierten en evaporacin. La parte de esa energa utilizada en la evaporacin puede obtenerse de una relacin como la indicada en la figura I.4.5. Para poder aplicar esta relacin se necesitan observaciones de la temperatura superfi-cial del agua y del movimiento del viento a 4 m por encima de la superficie del agua. Este mtodo ni-camente permitir obtener unas estimaciones fiables de la evaporacin semanal o mensual en un lago si se evalan los factores de adveccin y alma-cenamiento de energa.

4.2.6 Extrapolacindelasmedicionesentanque[homs C46]

La evaporacin en tanques encastrados o instalados sobre el terreno est influida por las caractersticas del tanque. Los tanques encastrados estn expuestos a fugas no detectadas, a la acumulacin de residuos sobre la superficie del agua y a unas condiciones

de contorno diferentes de las de un gran lago. Los tanques situados sobre el terreno estn expuestos al intercambio de calor lateral y a otros efectos que no estn presentes en los lagos. Los tanques flotantes estn expuestos a salpicaduras, tanto hacia el exte-rior como hacia el interior, y su instalacin y utilizacin es costosa.

Los tanques almacenan mucho menos calor que los lagos, y experimentan por lo general un ciclo anual de evaporacin diferente, en el cual los valores extre-mos se alcanzan en fechas ms tempranas. Es posible obtener unas estimaciones fiables de la evaporacin anual en un lago multiplicando la evaporacin anual en un tanque por un coeficiente apropiado que rela-cione el tanque con el lago. Tales estimaciones sern fiables solo cuando sea posible suponer que, al tr-mino de un ao, toda la energa transportada por adveccin hacia el lago quedar compensada por una variacin de la energa almacenada. Para un tanque determinado, el coeficiente tanque-lago se determina comparando ambos valores de evapora-cin, si ello fuera posible, o, ms generalmente, comparando esos valores con los de un tanque lo

40

35

30

25

20

15

10

5

0

-5

-10

-15

-20

40

35

30

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20

15

5

0

-5

-10

-15

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10

0

5

1015 20

2530

35

40 45

5055

35

30

25

20

15

10

5

0

-10

-15

-20

-5

250

200

180

160

140

120

100

90

80706050

40

30

2010

Tem

pera

tura

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C)

1211

10

9

8

7

6

5

4

3

2

1

0

13

0

Nota: la escala pirheliomtrica internacional, que entr en vigor en Estados Unidos el 1 de julio de 1957, proporciona valores un 2 por ciento inferiores a los obtenidos previamente. Por consiguiente, en los clculos basados en datos posteriores al 1 de julio de 1957, los valores de la radiacin habrn de incrementarse en un 2 por ciento.

Mov

imien

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0,1

5 m

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Figura I.4.4. Relaciones de evaporacin en lagos

Gua dE prCtiCas hidrolGiCasi.4-14

suficientemente grande como para simular un lago (tanques encastrados de 4 m o ms de dimetro). El coeficiente para un tanque dado depender tam-bin, hasta cierto punto, del rgimen climtico, y ser, por consiguiente, diferente en condiciones ri-das que en presencia de humedad. Para que un tanque de evaporacin proporcione un ndice vlido de la evaporacin en lagos, la exposicin del tanque no debera acusar los efectos medioambien-tales del lago. La exposicin se efectuara en las proximidades del lago, pero en la orilla a la que apunte la direccin del viento predominante. La exposicin en una isla no sera satisfactoria.

Un mtodo utilizado para determinar la variacin climtica del coeficiente de tanque consiste en efec-tuar comparaciones sobre el terreno con tanques de gran tamao en distintas condiciones. Este mtodo es utilizado en la Comunidad de Estados Indepen-dientes mediante los tanques GGI-3000 y de 20 m2. Los coeficientes tanque-lago as obtenidos, en el caso del modelo GGI-3000, arrojan valores com-prendidos entre 0,75 y 1,00. Para estimar la evaporacin promedia mensual, se estimar el

coeficiente correspondiente a un tanque de evapo-racin GGI-3000 mediante la ecuacin siguiente:

= 0,8e0 e200e0' e200

(4.17)

donde eo es la presin de vapor mensual promedia, en hPa, estimada a partir de la temperatura superfi-cial de la masa de agua, eo es la presin de vapor mensual promedio, en hPa, estimada a partir de la temperatura de la superficie del agua en el tanque GGI-3000 flotante, e200 es la presin de vapor men-sual promedia a 200 cm por encima de la superficie del agua, en hPa, es un factor de correccin vin-culado a la superficie de una masa de agua, y es un factor que depende de la distancia l a lo largo de la direccin promedio del viento desde la orilla hacia el tanque.

La determinacin del cociente / solo ser necesa-ria para las masas de agua situadas en reas de tundra, bosque o bosque-estepa, y cuando el tan-que est situado a una distancia no superior a 500 m de la orilla. En todos los dems casos, se supondr

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imie

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m, e

n

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por d

a

0,9

0,8

0,7

0,6

0,5

0,4

0,3

0,2

0,1

0

0,9

0,8

0,7

0,6

0,5

0,4

0,3

0,2

0,1

00 10 20 30 0 10 20 30

Elevacin = 305 m por encima del NMM Elevacin = 3 048 m por encima del NMM

Temperatura del agua del lago (C)NMM nivel medio del mar

500

400

200

150

1000

8060

40

20

1050

040

020

015

010

00

8060

40

20

10

Figura I.4.5. Proporcin de energa transportada por adveccin hacia un lago invertida en evaporacin

Captulo 4. EvaporaCin, EvapotranspiraCin y humEdad dEl suElo i.4-15

que el cociente es igual a 1. En masas de agua de forma aproximadamente redonda o cuadrada, el valor se determinar a partir del rea de la super-ficie del agua, mediante la tabla I.4.1.

Tabla I.4.1. Determinacin de

rea de la masa de agua (km2)

0,01 0,05 0,1 0,5 1,0 2,0 5,0

Factor de correccin 1,03 1,08 1,11 1,18 1,21 1,23 1,26

Para masas de agua de forma irregular (largas, con islas y golfos), el rea utilizada ser un crculo ima-ginario cuyo dimetro sea igual a una distancia promedio, l, ponderada en base a la frecuencia de la direccin del viento, en trminos porcentuales, res-pecto a los ocho puntos de la brjula. La distancia ponderada puede calcularse mediante la ecuacin:

l =1

100i liNii=1

i=8

(4.18)

donde Ni es la frecuencia de la direccin del viento proveniente de los ocho octantes de brjula, expresada en trminos porcentuales; puede deter-minarse como se indica en la figura I.4.6.

Otro mtodo consiste en introducir un ajuste que refleje la ganancia o prdida de calor en los lados y en el fondo del tanque. Un ejemplo de este mtodo es la tcnica de estimacin de la evaporacin mediante datos obtenidos de un tanque de evapo-racin de clase A. En temporadas y climas hmedos, la temperatura del agua en el tanque ser superior a la temperatura del aire, y el coeficiente de tanque podra alcanzar un valor de 0,80 o superior. En temporadas secas y reas ridas, la temperatura del agua en el tanque ser inferior a la temperatura del aire, y el coeficiente podr alcanzar un valor de

0,60 o inferior. Cuando las temperaturas del agua y del aire son iguales, se presupondr un valor de 0,70. Las relaciones utilizadas para estimar la eva-poracin en un lago mediante el ajuste de la evaporacin en un tanque de clase A con el fin de reflejar la ganancia o prdida de calor aparecen representadas en las figuras I.4.7 y I.4.8. Debido a la considerable variacin del viento con la altura, en las estaciones de clase A ser esencial que los instrumentos estn situados a una altura estndar.

Para obtener estimaciones de la evaporacin en un lago en perodos breves mediante el mtodo de tanque, ser tambin necesario evaluar la advec-cin de energa neta en direccin al lago y la variacin de la energa almacenada, conforme se indica en la seccin 4.2.3. Sera til conocer la eva-poracin en un tanque en las proximidades de un lago o embalse como fuente de datos alternativos en ausencia de otros datos meteorolgicos y como ayuda para verificar las estimaciones obtenidas mediante los mtodos del balance energtico y aerodinmico.

4.2.7 Frmulasempricas

Los mtodos del balance energtico y de transfe-rencia de masas, siendo tericamente correctos, hacen necesario utilizar datos que, en muchos casos, no son fciles de obtener. Adems, en muchos casos es incluso cuestionable el costo de adquisi-cin de tales datos por medio de instrumentos. Por ello, en tales casos habr que hacer uso de frmulas empricas para obtener estimaciones de la evapora-cin. Se han desarrollado numerosas frmulas empricas para obtener estimaciones de la evapora-cin (Mutreja, 1986), basadas o bien en el mtodo del balance energtico o en el de transferencia de masas. Sin embargo, la mayora de las ecuaciones estn basadas en la ecuacin aerodinmica simple (ecuacin 4.14).

Se indican a continuacin algunas de las frmulas empricas ms habitualmente utilizadas para esti-mar la evaporacin en superficies lacustres.

Frmula de Penman, Reino Unido (tanque pequeo) (Penman, 1948):

E(cm da1) = 0,89 (1 + 0,15U2) (es ea) (4.19)

donde U2 es la velocidad del viento a 2 m por encima de la superficie del agua, es es la presin de vapor de saturacin a la temperatura superficial del agua, y ea es la presin de vapor del aire a la altura especificada.

1,3

1,4

1,2

1,1

1,00 500 1 000 1 500 2 000

l

(m)

Figura I.4.6. Relacin entre el factor y l_

Gua dE prCtiCas hidrolGiCasi.4-16

Frmulas de Marciano y Harbeck, Estados Unidos (Marciano y Harbeck, 1954):

E(cm da1) = 0,0918U8(es e8) (4.20)

E(cm da)1 = 0,1156U4(es e2) (4.21)

Frmula de Kuzmin, ex Unin de Repblicas Socialistas Soviticas (Kuzmin, 1957) (embalses con una superficie >20 a 100 m):

E(cm mes1) = 15,24 (1 + 0,13Us) (es ea) (4.22)

Servicio Geolgico de Estados Unidos (USGS) y de la Oficina de Restauracin (USGS, 1977):

E(cm/ao1) = 4,57T + 43,3 (4.23)

donde T es la temperatura anual media, en C.

Frmula de Shahtin Mamboub, Egipto (Mutreja, 1986):

E(cm da1) = 0,35(es ea) (1 0,15U2) (4.24)

donde es es la presin de vapor saturada a la temperatura superficial del agua (cm Hg1), y ea es la presin de vapor real (cm Hg1).

A menos que as se especifique en las ecuaciones precedentes, la velocidad del viento (U) estar expresada en km x h1, mientras que la presin de vapor estar expresada en cm de mercurio. Adems, los subndices que aparecen en los distintos trminos hacen referencia a la altura en metros a la que se efectan las mediciones. Asimismo, el trmino de presin de vapor e utilizado suele ser la presin de vapor saturado a la temperatura media del aire durante el perodo de medicin.

Mov

imien

to d

el vie

nto

sobr

e el t

anqu

e en

milla

s nu

ticas

por

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0,9

0,8

0,7

0,6

0,5

0,4

0,3

0,2

0,1

0

0,9

0,8

0,7

0,6

0,5

0,4

0,3

0,2

0,1

00 10 20 30 0 10 20 30

Elevacin = 305 m por encima del NMM Elevacin = 3 048 m por encima del NMM

Temperatura del agua de la bandeja (C)NMM nivel medio del mar

p p

350

80

40

20

0

170

350

80

40

20

0

170

Mov

imien

to d

el vie

nto

sobr

e el t

anqu

e en m

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utic

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Figura I.4.7. Proporcin de energa desplazada por adveccin hacia un tanque de clase A invertido en evaporacin

CAPTUlO 4. EVAPORACIN, EVAPOTRANSPIRACIN Y HUMEDAD DEl SUElO I.4-17

En estas ecuaciones es necesario conocer la temperatura superficial de la masa de agua, que es muy difcil de medir. Si se utiliza en su lugar la temperatura media del aire, no se tendrn en cuenta los efectos de la energa transportada al lago por adveccin durante el proceso de evaporacin. Ello podra introducir un margen de error considerable en las cantidades de evaporacin calculadas, ya que pequeos errores de la temperatura darn lugar a grandes errores en los clculos. Adems, la velocidad del viento y la presin de vapor deberan medirse a la altura especificada en la ecuacin que se utilice. Por lo general, ser difcil ajustar los datos obtenidos a diferentes alturas, ya que no se dispone actualmente de ninguna ley que describa exactamente los procesos elicos ni que defina la variacin de la humedad con la altura.

El mayor atractivo de estas frmulas empricas radica en su fcil utilizacin cuando se hace uso de los datos meteorolgicos estndar disponibles. No obstante, habr que tener muy presentes sus limitaciones.

4.3 evApotrAnspirAcinencuencAsdedrenAje [HOMS I50]

4.3.1 consideracionesgenerales

Los procesos de evapotranspiracin abarcan los de evaporacin en superficies naturales, tanto si el agua se encuentra en el suelo como en las plantas, o en ambos. Con respecto al rea evaporante, el consumo fitonutriente denota la evaporacin total en una superficie ms el agua utilizada por los

220

200

180

160

140

120

100

80

60

40

20

0

11

10

9

8

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5

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2

1

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16

15

14

13

12

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10

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Evaporaci

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en milme

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Elevacin en metros sobre el nivel m

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6.000

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3.000

1.500

0

0,05

0,10

0,15

0,20

0,25

0,30

0,35

0,40

0,50

0,60

0,70

0,80

0,45

-5 5-4 4-3 3-2 2-1 10

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Figura I.4.8. conversin de la evaporacin en un tanque de clase a en evaporacin en un lago

GUA DE PRCTICAS HIDROlGICASI.4-18

tejidos vegetales, por lo que su significado es el mismo que el de la evapotranspiracin. La determinacin de la evaporacin y de la transpiracin como elementos independientes en una cuenca de drenaje no arroja resultados fiables. Adems, en la mayora de los estudios no ser necesario evaluarlas por separado.

La evapotranspiracin es uno de los temas de inves-tigacin ms abordados en hidrologa e irrigacin. Con el fin de estimar la evapotranspiracin se han desarrollado numerosos procedimientos, que pue-den clasificarse en: a) mtodos de balance hdrico, como los basados

en la utilizacin de evapotranspirmetros, en el balance hdrico de parcelas de terreno o en el agotamiento de la humedad del suelo;

b) mtodo del balance energtico;c) mtodos de transferencia de masas, como los

basados en la velocidad del viento, en el flujo turbulento o en la utilizacin de recintos;

d) una combinacin de mtodos de balance ener-gtico y de transferencia de masas, como el mtodo Penman;

e) mtodos de prediccin, como las ecuaciones empricas o los ndices aplicados a los datos de evaporacin en tanque; y

f) mtodos vinculados a cultivos especficos.

Estos ltimos estn descritos en el National Handbook of Recommended Methods for Water Data Acquisition (USGS, 1977).

En el contexto de la evapotranspiracin, Thornthwaite y Holzman (1941) introdujeron el trmino evapotranspiracin potencial para definir la evapotranspiracin que se produce cuando el suelo contiene un suministro adecuado de humedad en todo momento, es decir, cuando la humedad no es un factor limitador de la evapotranspiracin. Los mtodos de prediccin permiten obtener est ima c iones de la evapotranspiracin potencial. Los dems mtodos se utilizan, en su mayora, para estimar la evapotranspiracin real en condiciones de suficiencia permanente de agua. La evapotrans-piracin real se obtiene de la evapotranspiracin potencial mediante una funcin simple de humedad del suelo, f() (Saxton y otros, 1986):

Ereal = f()* E (4.25)

donde Ereal es la evapotranspiracin real, y la funcin de humedad del suelo es una variable sin dimensiones estimada mediante un modelo lineal simple. La funcin de humedad del suelo se define mediante la expresin siguiente:

f() = M/Capacidad del terreno (4.26)

donde M es la humedad volumtrica del suelo a una profundidad de 20 cm (en el rea radicular). La capacidad del terreno puede definirse como el porcentaje de agua que subsiste en un suelo dos o tres das despus de haber sido saturado, una vez que el drenaje espontneo ha cesado prcticamente. Se ha evidenciado (Brandes y Wilcox, 2000) que los modelos lineales simples del proceso de evapo-transpiracin/humedad del suelo son apropiados para la elaboracin de modelos hidrolgicos.

4.3.2 mtododelbalancehdrico

La metodologa del balance hdrico permite estimar la evapotranspiracin, ET, en los casos en que es posible medir o estimar la precipitacin, P, la escorrenta fluvial, Q, las infiltraciones profun das, Qss, y las variaciones del almacenamiento, S. La ecuacin correspondiente es:

ET = P Q Qss S (4.27)

La evapotranspiracin anual en una cuenca durante un ao hidrulico puede estimarse considerndola igual a la diferencia entre la precipitacin y la escorrenta, siempre que se haya podido establecer, mediante estudios hidrogeolgicos, que las f iltraciones profundas son relativamente insignificantes. La fecha escogida para el comienzo y finalizacin del ao hidrulico debera coincidir con la temporada seca, en que la cantidad de agua almacenada es relativamente pequea y las variaciones del almacenamiento de un ao a otro son desdeables.

Si se desea estimar la evapotranspiracin durante un perodo ms breve, por ejemplo, una semana o un mes, deber medirse la cantidad de agua almacenada en el terreno y en el cauce fluvial. Ello solamente ser viable en cuencas pequeas, y durante perodos de tal brevedad la aplicacin de la metodologa del balance hdrico se limitar generalmente a parcelas experimentales o a cuencas receptoras de un pequeo nmero de acres de extensin.

Para calcular el promedio de la evapotranspiracin anual, la variacin del almacenamiento suele ser desdeable, y la evapotranspiracin puede esti-marse identificndola a la diferencia entre la precipitacin anual promedio y la escorrenta anual promedio.

Los distintos trminos de la ecuacin precedente pueden ca lcu la r se mediante mtodos

CAPTUlO 4. EVAPORACIN, EVAPOTRANSPIRACIN Y HUMEDAD DEl SUElO I.4-19

convencionales. Las mediciones de precipitacin pueden obtenerse mediante una red pluviomtrica. A tal fin, pueden utilizarse pluvimetros no registradores. El nmero de tales pluvimetros depender de la variabilidad esperada de la precipitacin en la cuenca receptora. Las mediciones del flujo fluvial pueden efectuarse mediante medicin continua (captulo 5). La variacin del agua almacenada en el terreno puede medirse mediante dos componentes separados, uno de ellos saturado y el otro no saturado. Para ello, ser necesario medir la elevacin del nivel fretico en los pozos y la humedad del suelo en el rea saturada. La elevacin del nivel fretico puede determinarse midiendo la distancia desde el punto de referencia hasta la superficie del agua en un pozo al trmino de cada perodo durante el que se calcule la evapotranspiracin. La variacin del volumen de agua almacenada ser igual a la variacin promedio de la elevacin del agua multiplicada por la tasa especfica de formacin y por la superficie de la cuenca. Los perfiles de humedad del suelo desde el nivel de saturacin (o desde un punto de humedad del suelo constante en regiones ridas) hasta la superficie del terreno se medirn al trmino de cada perodo de clculo en varios puntos de la cuenca de drenaje. Seguidamente, puede calcularse la ganancia o prdida de humedad del suelo durante el perodo considerado. La cantidad de agua que se desplaza desde o hacia la cuenca receptora en forma de infiltraciones profundas no puede ser medida directamente. Debera efectuarse un estudio hidrogeolgico de las caractersticas hidrulicas de las formaciones subyacentes para conocer la magnitud relativa de ese flujo, que deber ser tenido en cuenta al seleccionar el rea experimental. Este elemento ser lo suficientemente pequeo como para poder ignorarlo en los estudios del balance hdrico.

4.3.3 mtododelbalanceenergtico

Este mtodo (OMM, 1966) puede utilizarse para estimar la evapotranspiracin cuando la diferencia entre el balance de radiacin y el flujo de calor hacia el suelo sea apreciable y exceda en magnitud a los errores de medicin (seccin 4.2). Este mtodo se utiliza para estimar la evapotrans piracin en perodos no inferiores a 10 das. Para perodos ms breves, la estimacin de la evapotrans piracin mediante el mtodo del balance energtico es bastante difcil.

En el supuesto de que la ecuacin de balance energtico en superficie sea la principal condicin de contorno que haya que satisfacer para calcular la evapotranspiracin, existen tres tcnicas que permiten resolver la ecuacin del balance de energa.

La primera tcnica hace uso de mtodos semiem-pricos, la segunda utiliza mtodos analticos, y la tercera est basada en modelos numricos.

Los mtodos semiempricos representan un intento de elaborar un modelo manejable para la estimacin de la evapotranspiracin. Estos mtodos operativos modernos se obtienen principalmente de la formulacin original de Penman, que es una combinacin de los mtodos de difusin y de balance energtico (Bailey, 1990). Posteriormente, se ha evaluado el modelo de Jackson (Jackson y otros, 1977) mediante resultados empricos y tericos (Seguin y Itier, 1983). El modelo del balance energtico es integrado a lo largo de un perodo de 24 horas, por lo que est basado en el supuesto de que el flujo de calor en el suelo es desdeable. Adems, ciertas observaciones (Itier y Riou, 1982; Brunel, 1989) parecen indicar que el cociente entre el flujo de calor sensible y el flujo de radiacin neto, Rn, estimado en torno al medioda en condiciones de cielo despejado, es una buena aproximacin general de ese valor. Una vez efectuadas sucesivas aproximaciones, el modelo del balance energtico puede expresarse en la forma:

LE = Rn B (Ts Ta)i + A (4.28)

donde LE es el flujo de calor latente (evapotrans-piracin), Ts es la temperatura superficial estimada a distancia (por ejemplo, desde un sensor de infrarrojos trmicos satelital), Ta es la temperatura del aire prxima a la superficie obtenida en una estacin meteorolgica cercana, el subndice i representa la observacin instantnea desde el satlite en la superficie considerada, y A y B son constantes que varan segn la ubicacin (Caselles y Delegido, 1987). En la prctica, sin embargo, A y B varan en funcin de muy diversos factores, tanto meteorolgicos como superficiales (Bailey, 1990). Esta expresin y otras derivadas de ella han sido sometidas a pruebas experimentales, y arrojan estimaciones razonables de la evapotranspiracin diaria (Brunel, 1989; Kerr y otros, 1987; Nieuwenhuis y otros, 1985; Rambal y otros, 1985; Thunnissen y Nieuwenhuis, 1990; Riou y otros, 1988). Aunque la ecuacin 4.28 se caracteriza por el reducido volumen de datos que requiere y por ser de fcil aplicacin, se caracteriza tambin por presentar una superficie espacial y temporal de aplicacin limitada y por una escasa exactitud, especialmente en presencia de nubes cuando se utilizan mtodos satelitales en el infrarrojo trmico para obtener Ts (Bailey, 1990).

Segn la OMM, Alemania est utilizando datos AVHRR de la NOAA como acervo de entrada para

GUA DE PRCTICAS HIDROlGICASI.4-20

los modelos de evaporacin numricos en reas agrcolas de pequea escala. Los datos satelitales abarcan datos de vegetacin, gradientes de temperatura superficial de la tierra, humedad del suelo, variaciones diurnas de la temperatura, e irradiacin solar. No se ha comprobado todava experimentalmente la extrapolacin de los resultados de este modelo (OMM, 1992a).

4.3.4 mtodoaerodinmico

La estimacin de la evapotranspiracin mediante este mtodo (OMM, 1966) es dificultosa, debido a la ausencia de mtodos fiables para determinar el coeficiente de intercambio turbulento (seccin 4.2). Por ello, se utiliza raramente. Se utiliza nicamente para obtener estimaciones aproximadas de la evaporacin.

En algunos pases, la evapotranspiracin se estima mediante mtodos empricos, y tambin mediante el mtodo de Penman y la frmula de Thornthwaite. El mtodo de Penman se utiliza en condiciones de humedad suficiente, y la frmula de Thornthwaite (Thornthwaite y Holzman, 1941) se utiliza en regiones cuyas condiciones climticas son similares a las de la costa atlntica media de Estados Unidos, en cuyas caractersticas est basada dicha frmula.

En la Comunidad de Estados Independientes se utiliza el mtodo de Konstantinov (Konstantinov, 1966) para estimar la evaporacin basndose en observaciones de temperatura y humedad del aire en un abrigo de psicrmetro situado a 2 m por encima del terreno. Este mtodo es particularmente til para calcular la evapotranspiracin mensual, estacional o anual media en largos perodos.

4.3.5 mtododepenman-monteith

La ecuacin compuesta 4.14 representa el balance energtico en la superficie de la Tierra y la transferencia de vapor de agua y calor entre la superficie y la atmsfera. El mtodo de Penman-Monteith (Monteith, 1965) introduce los valores de resistencia aerodinmica y superficial. El primero describe el efecto de la rugosidad de la superficie sobre la transferencia de calor y de masas, mientras que el segundo describe la resistencia al flujo de vapor de agua entre la superficie evaporante y el aire. En superficies de agua, la resistencia superficial es nula. En el caso de la vegetacin, la resistencia superficial representa el control biolgico de la transpiracin, y est controlada en gran medida por la resistencia estomtica. En suelos que experimentan un proceso de secado, la resistencia

superficial depender de la disponibilidad de humedad del suelo. Este mtodo puede utilizarse para intervalos horarios o diarios. Sin embargo, su utilidad es limitada, ya que hace necesario utilizar submodelos de la resistencia superficial.

El modelo de Penman-Monteith se expresa en la forma siguiente:

E = ( + CpD / raa) / ( + + (rcs / raa)) (4.29)

donde raa es la resistencia aerodinmica sobre el dosel, y rcs es la resistencia estomtica del dosel. En el modelo de Shuttleworth-Wallace (Shuttleworth y Wallace, 1985), E se separa en un componente de evaporacin desde el suelo (Es) y un componente de transpiracin desde el dosel (Ec), que pueden obtenerse de las ecuaciones combinadas de Penman-Monteith:

Es = (s + cpD0/rsa)/( + (l + rss/rsa)) (4.30)

Ec = (( As + cpD0/rca)/( + (l + rcs/rca)) (4.31)

donde As es la energa disponible en el suelo, D0 es el dficit de presin de vapor en el dosel, rsa es la resistencia aerodinmica entre el sustrato y la altura de la fuente del dosel, rca es la resistencia de la capa lmite de la vegetacin, y rss es la resistencia del suelo. La resistencia aerodinmica sobre el dosel (raa) y la resistencia aerodinmica entre el sustrato y la altura de la fuente del dosel (rsa) son funciones del ndice de rea foliar, de la constante de disminucin de la difusividad, de la longitud de rugosidad de la vegetacin (que es funcin de la altura de la vegetacin), del desplazamiento en plano cero (que es funcin de la altura de la vegetacin), de una altura de referencia sobre el dosel para la que se disponga de mediciones meteorolgicas, de la velocidad del viento, de la constante de von Karman y de la longitud de rugosidad del sustrato. D0 se obtiene a partir de una frmula anloga a la ley de Ohm para la presin de vapor y la diferencia de temperatura entre el dosel y la altura de referencia sobre ste, en el que se miden los flujos salientes con origen en la vegetacin. D0 est en funcin del dficit de presin de vapor medible a la altura de referencia, D:

D0 = D + ( raaEc( + ))/cp (4.32)

donde D puede ser sustituida por D0 en las ecuaciones compuestas. En el modelo de Shuttleworth-Wallace, la evaporacin total en el cultivo, E, es la suma de las ecuaciones combinadas de Penman-Monteith, sustituyendo D0 por D:

CAPTUlO 4. EVAPORACIN, EVAPOTRANSPIRACIN Y HUMEDAD DEl SUElO I.4-21

E = CcPMMc + CsPMs (4.33)

donde PMc describe la evaporacin saliente del dosel cerrado, y PMs describe la evaporacin saliente del sustrato exento. Las nuevas ecuaciones de PenmanMonteith pueden escribirse como sigue:

P Mc =

( + ( p D rca As ) / ( raa + rca ))

( + (1 + rcs / ( raa + rca )))

(4.34)

P Ms =

( + ( p D rsa As ) / ( raa + rsa ))

( + (1 + rss / ( raa + rsa )))

(4.35)

Los coeficientes Cc y Cs son ecuaciones combinadas de la resistencia:

Cc = l/(l + RcRa/(Rs(Rc + Ra))) (4.36)

Cs = l/(l + RsRa/(Rp(Rs + Ra))) (4.37)

donde

Ra = ( + )raa (4.38)

Rs = ( + )rsa + rss (4.39)

Rc = ( + )rca + rcs (4.40)

4.3.6 mtododepriestley-taylor(deradiacin)

El mtodo de Priestley-Taylor (Priestley y Taylor, 1972) est basado en la propiedad de que en reas extensas y hmedas los controles de radiacin de la evaporacin deben ser predominantes y no advectivos. Si la atmsfera sigue estando saturada al entrar en contacto con la superficie hmeda, la transferencia de calor latente (evaporacin) podr expresarse en la forma:

E =

+ 1

(Q* G )

(4.41)

donde Q* es la radiacin neta disponible, G es el flujo de calor del suelo, y = s/cp, siendo s igual a la pendiente de la curva de humedad especfica de saturacin, el calor latente de vaporizacin, y cp el calor especfico del agua.

Para la evaporacin en condiciones de equilibrio se ha propuesto la expresin siguiente:

E =

+ 1

(Q

* G )

(4.42)

donde = 1,26, que es una constante emprica. Esta expresin se utiliza como estimacin de la evaporacin potencial en ausencia de adveccin local. Adems, proporciona una buena estimacin de la evaporacin experimentada por una vegetacin con humedad suficiente, aunque no mojada, en regiones mucho ms pequeas.

4.3.7 mtodocomplementario

El mtodo complementario, sugerido por primera vez por Bouchet (1963), se utiliza cada vez en mayor medida en aplicaciones hidrolgicas para grandes extensiones, ya que hace uso bsicamente de datos climticos estndar.

Este mtodo presupone que la evaporacin potencial es tanto un efecto de la evaporacin real como su causa. El calor y la humedad liberados en la superficie modificarn la temperatura y la humedad del aire situado sobre sta. Se ha sugerido la posibilidad de utilizar el aumento de evaporacin potencial observado cuando una superficie se seca como indicador de la tasa de evaporacin real.

Si la evaporacin real E disminuye por debajo de la tasa potencial Epo en una regin hmeda extensa, se liberar una cantidad de energa Q, de modo que:

Epo E = Q (4.43)

Esta variacin de energa afectar a la temperatura, a la humedad, a la turbulencia y, por consiguiente, a la evaporacin. Si la extensin es suficientemente grande para que la variacin de energa no ocasione variaciones de la transferencia de energa entre la masa de aire modificada y la situada a mayor distancia, entonces Q debera ser igual al aumento de Ep, que es la evaporacin potencial en la regin que experimenta el proceso de secado.

Se tiene, pues:

Ep Epo = Q (4.44)

Por consiguiente:

E + Ep = 2 Epo (4.45)

La relacin complementaria (Morton, 1982) se ha utilizado, en la mayora de los casos, para encontrar unas expresiones apropiadas para Ep y Epo. stas pueden ser estimadas mediante la ecuacin 4.15 y mediante el mtodo de Priestley-Taylor indicado en la seccin 4.3.6, respectivamente. En este mtodo no se tiene en cuenta la adveccin, y se presupone que

GUA DE PRCTICAS HIDROlGICASI.4-22

Q permanece constante. Asimismo, el intercambio vertical de energa, es decir, con las masas de aire transportadas por los sistemas atmosfricos de gran escala, es un componente que no se tiene en cuenta.

4.3.8 coeficientedecultivoymtododeevapotranspiracindereferencia

En 1998, la publicacin Evapotranspiracin del cultivo. Guas para la determinacin de los reque-rimientos de agua de los cultivos (Estudio FAO: Riego y Drenaje N 56) recomendaba una nueva norma para la evapo transpiracin en cultivos de referencia, basada en los mtodos de Blaney-Criddle, Penman, de radiacin y de evaporacin en tanque. El mtodo del Estudio FAO: Riego y Drenaje N 56 (FAO, 1998; Allen 2000) est basado en el clculo inicial de un valor de evapotranspiracin de referencia (ETo) para un cultivo de referencia de hierba o de alfalfa, que se multiplica seguidamente por un coeficiente de cultivo emprico (Kc) para obtener una estimacin de la evapotranspiracin potencial del cultivo (ETc). En los clculos de la ETc se utiliza el mtodo del coeficiente de cultivo dual, consistente en calcular por separado la transpiracin y la evaporacin experimentadas tras un episodio de precipitacin y de irrigacin.

En el mtodo Penman-Monteith propuesto en el Estudio FAO: Riego y Drenaje N 56 se calcula la evapotranspiracin de referencia a partir de la radiacin neta en la superficie del cultivo, el flujo de calor del suelo, la temperatura del aire, la velocidad del viento y el dficit de presin de vapor de saturacin. El coeficiente de cultivo se determina a partir de un coeficiente de reduccin de estrs (Ks), de un coeficiente de cultivo basal (Kcb) y de un coefi ciente de evaporacin de agua del suelo (Ke). La curva Kcb se divide en cuatro etapas de crecimiento, a saber: inicial, de desarrollo, de mitad de temporada y de final de temporada. Las estimaciones de la capa cidad del terreno y del punto de marchitez permiten determinar el suministro de agua del suelo a efectos de evapotranspiracin. El drenaje descendente de la capa superior del suelo es un componente incluido en el clculo, aunque no se toma en cuenta ningn flujo ascendente de agua con origen en una capa fretica saturada, ya que podra dar lugar a una prediccin excesivamente elevada del estrs hdrico entre las operaciones de riego conocidas. En el procedimiento del Estudio FAO: Riego y Drenaje N 56, el estrs hdrico se incorpora reduciendo el valor de Ks.

4.3.9 escintillmetrodegranabertura

Para estimar la evapotranspiracin real mediante el mtodo del balance energtico es necesario conocer

el flujo de calor sensible. Segn la teora de similitud de Monin