revista de evaporación 14 07 2016
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2016
14/07/2016
EVAPORACIÓN
Autor:
Darwin Aguilera
C.I: 15.045.264
Diana Torre
C.I: 25.512.500
Marglys Sarabia
C.I: 20.782.368
ÍNDICE
pág.
INTRODUCCIÓN
DESARROLLO
Evaporación........................................................................................................................................04
Métodos de estimación de la evaporación..........................................................................................07
Transpiración......................................................................................................................................14
Tanques de Evaporación.....................................................................................................................19
Balance Hídrico..................................................................................................................................20
Medición de la Evaporación...............................................................................................................28
CONCLUSIÓN
BIBLIOGRAFÍA
INTRODUCCIÓN
La evapotranspiración es la combinación de la evaporación desde la superficie de suelo
y la transpiración de la vegetación. Los mismos factores que dominan la evaporación
desde una superficie de agua abierta también dominan la evapotranspiración, los cuales
son: el suministro de energía y el transporte de vapor. Además, el suministro de humedad
a la superficie de
Evaporación es un tercer factor que se debe tener en cuenta. A medida que el suelo se
seca, la tasa de evapotranspiración cae por debajo del nivel que generalmente mantiene
en un suelo bien humedecido.
Los cálculos de las tasas de evapotranspiración se efectúan utilizando los mismos
métodos descritos para la evaporación en superficies de agua abierta, con ajustes que
tienen en cuenta las condiciones de vegetación y de suelo (Van Bavel, 1996; Monteith,
1980).
Con respecto a la evaporación fisiológica o transpiración, es el resultado del proceso
físico y biológico por el cual el agua cambia del estado líquido al gaseoso, a través del
metabolismo de la planta y pasa a la atmósfera.
Veihmeyer considera dos tipos de procesos de transpiración, el primero se realiza por
medio de las estomas de las hojas y el segundo desde las membranas húmedas, a través
de la cutícula.
Además se debe de incluir en el concepto de transpiración el agua empleada en los
procesos de incorporación de tejido vegetal.
Evaporación
DESARROLLO
EVAPORACIÓN.
Se entiende por evaporación el proceso
en virtud del cual el agua pasa del estado
líquido o sólido al estado gaseoso mediante
la transferencia de energía calórica. (Guía
de Prácticas Hidrológicas, 2008).
Se produce una circulación que va de los
cuerpos de agua hacia la atmósfera. A
mayor evaporación la atmósfera estará
más húmeda llegando más rápido a un
estado de saturación, lo que eleva la
probabilidad de precipitaciones. En climas
cálidos, la pérdida de agua por evaporación
en ríos, canales y equipos de
almacenamiento de agua a cielo abierto
(lagos, lagunas, embalses) es de vital
importancia, ya que la evaporación detrae
una proporción considerable del suministro
total de agua. El agua perdida por
evaporación desaparece completamente
del suministro aprovechable.
La cantidad de evaporación depende
fundamentalmente de la radiación solar
(disponibilidad de energía) y de la
capacidad de la atmósfera de recibir
humedad (poder evaporan te de la
atmósfera). También están presentes otros
factores como la temperatura del aire, la
humedad, la presión atmosférica, el viento,
la profundidad de la masa de agua y la
salinidad.
No es lo mismo la evaporación desde
superficies libres de agua que la
evapotranspiración. La evapotranspiración
es el vapor de agua producido en una
cuenca fluvial por efecto del crecimiento de
su flora. La evapotranspiración es el efecto
combinado de la evaporación proveniente
del suelo y la transpiración. Y la
transpiración es el proceso fisiológico
natural de las plantas, consistente en que
el agua almacenada en los suelos en forma
de humedad es captada por las raíces,
recorre la estructura de las plantas y se
evapora por medio de unas células foliares
llamadas estomas. La transpiración es
insignificante cuando la planta ha dejado de
crecer; por lo tanto, la evapotranspiración
solo se considera cuando las plantas están
creciendo.
En esta Unidad se hará hincapié en el
estudio de la evaporación desde superficies
libres de agua como ríos, arroyos, canales,
lagos, lagunas y embalses; los cuales
presentan grandes superficies expuestas a
evaporación y son, por ello, un factor
importante de pérdida de agua.
Procesos
Las moléculas de agua en ríos, arroyos,
canales, lagos, lagunas y embalses están
en continuo movimiento. Las que llegan a
la superficie del líquido aumentan su
temperatura por efecto de la radiación
solar, y en consecuencia su velocidad.
Crece su energía cinética hasta que
algunas moléculas logran liberarse de la
atracción de las moléculas adyacentes y
atraviesan la interfase líquido - gas
convirtiéndose en vapor.
La capa de aire inmediatamente por
encima de la superficie se satura de
humedad y simultáneamente a la
evaporación se desarrolla el proceso
inverso por el cual las moléculas se
condensan y vuelven al estado líquido. El
carácter distintivo del proceso lo establece
la diferencia entre la cantidad de moléculas
que abandonan el líquido y la cantidad de
moléculas que vuelven a él. Si esta
diferencia es positiva se produce
evaporación, si es negativa se produce
condensación.
Reducción de la evaporación
En superficies libres
Las pérdidas de evaporación en una
superficie de agua completamente libre
están, esencialmente, en función de la
velocidad y del déficit de saturación del aire
que sopla sobre la superficie del agua, y de
la temperatura de ésta. Para mantener en
niveles mínimos las pérdidas de
evaporación puede recurrirse a:
a) reducir al mínimo posible la exposición
de la superficie del agua. En particular, ello
implica que tanto las corrientes fluviales
como los embalses deberían ser
preferentemente profundos y no extensos;
b) cubrir la superficie del agua;
c) controlar el crecimiento de la flora y
fauna acuáticas;
d) crear extensiones forestadas en torno a
los embalses que interpongan una barrera
contra el viento. Sin embargo, este método
solo ha sido útil en condiciones restringidas
en estanques de pequeño tamaño;
e) almacenar agua bajo el terreno en lugar
de crear un embalse superficial. Para ello
habrá que solventar problemas de orden
físico y jurí- dico con el fin de evitar que el
agua almacenada sea extraída por
terceros;
f) hacer un uso creciente de aguas
subterráneas;
g) adoptar una utilización integrada de los
embalses; y
h) aplicar un tratamiento de retardadores
químicos de la evaporación del agua.
De estos métodos, los siete primeros son
directos y fácilmente comprensibles. Sin
embargo, el último precisa de ciertas
explicaciones. El método consiste en dejar
gotear un fluido sobre la superficie del agua
para crear una película monomolecular. La
película, sin embargo, puede resultar
dañada por el viento o el polvo, y es
demasiado rígida para admitir
reparaciones.
En la superficie del suelo
Existen varios métodos que permiten
controlar las pérdidas por evaporación en
suelos (Chow, 1964):
a) cama de suelo pulverulenta: se trata de
una práctica secular de cultivo de los
suelos, que esponja éstos sobre la
superficie. Está basada en la teoría de que
el esponjamiento de la capa superficial
permitirá un rápido secado y reducirá el
contacto entre las partículas del suelo. Un
secado rápido producirá una capa
pulverulenta que suprimirá la evaporación.
Al disminuir los puntos de contacto entre
las partículas del suelo, disminuirá también
el ascenso por capilaridad. Se ha
evidenciado que los cultivos de arado
únicamente serían necesarios para eliminar
las malas hierbas y para que el suelo
pueda seguir absorbiendo agua, y que la
roturación en profundidad no ayuda a
contrarrestar las sequías ni a mejorar la
productividad. Varios experimentos han
evidenciado también que el método de la
cama pulverulenta no solo reduce la
cantidad de agua del suelo, sino que
induce una pérdida de humedad mayor que
en los suelos libres y no alterados. Se ha
evidenciado también, mediante pruebas en
tanques y sobre el terreno, que la
aplicación intensiva de este método a
intervalos semanales no conseguía retener
la humedad del suelo, aunque la capa
superficial, al secarse rápidamente,
impedía que las pérdidas de humedad
siguieran aumentando. Desde estas
primeras investigaciones, se han publicado
los resultados de muchas otras. El
problema ha sido estudiado en numerosas
estaciones agrícolas experimentales, con
conclusiones similares a las aquí indicadas.
Diversos experimentos han indicado
también que esta técnica puede reducir la
pérdida de humedad solo cuando el nivel
freático, provisional o permanente, puede
ascender por capilaridad a la superficie;
b) cama de papel: el recubrimiento de los
suelos con papel para reducir la
evaporación fue un método ampliamente
utilizado a finales de los años veinte, pero
que está actualmente en desuso, ya que se
ha evidenciado que sus efectos se limitan a
una pequeña superficie del suelo, a causa
de la condensación del agua bajo el papel;
Ecuación de Continuidad
c) alteración química: experimentos
realizados a comienzos de los años
cincuenta indicaron que la alteración
química de las características de humedad
del suelo podría reducir la evaporación. La
incorporación de polielectrolitos a los
suelos reduce la tasa de evaporación e
incrementa la cantidad de agua disponible
para las plantas; y
d) cama de gravilla: en China se utiliza este
método para controlar parcialmente la
evaporación en ciertas áreas secas.
MÉTODOS DE ESTIMACIÓN DE LA
EVAPORACIÓN
Para estimar la evaporación desde
superficies libres de agua existen métodos
directos (experimentales) y métodos
indirectos (teóricos) basados en la
aplicación de la ecuación de continuidad,
como son el Balance Hídrico y el Balance
de Energía. La evaporación también puede
estimarse aplicando fórmulas
semiempíricas, sobre todo usando la
fórmula de Penman.
Ecuación de continuidad
En una tubería, en dos secciones de
áreas diferentes, como el flujo es
estacionario la masa de agua que pasa por
ambas secciones es la misma. La
expresión matemática de la ecuación de
continuidad es:
V1 A1 = V2 A2
Siendo:
Vi= la velocidad del fluido en la sección de
área Ai.
Métodos indirectos
Debido a los problemas que plantean las
mediciones directas de la evaporación en
lagos y embalses, se utilizan
frecuentemente métodos indirectos
basados en el balance hídrico y
energético, métodos de tipo aerodinámico,
o combinaciones de ambos
Radiación solar
La radiación solar total incidente (de onda
corta) se medirá en un emplazamiento
cercano al embalse mediante un
piranómetro, y los resultados serán
registrados de manera continua. La
radiación entrante de onda corta sobre una
superficie horizontal se mide con un
piranómetro
Radiación de onda larga
La radiación de onda larga se mide
indirectamente mediante radiómetros de
placa. La radiación de onda larga se
calcula en términos de la diferencia entre la
radiación total recibida del sol y del cielo,
tal como es observada por el radiómetro; la
radiación solar se mide mediante un
piranómetro instalado en el mismo
emplazamiento. Otro tipo de instrumento, el
pirradiómetro de valor neto, mide la
diferencia entre la radiación total (de onda
corta y de onda larga) entrante
(descendente) y saliente (ascendente).
Temperatura del aire
La temperatura del aire se medirá a 2 m de
altura sobre la superficie del agua, en las
proximidades del centro del embalse. En
embalses de pequeño tamaño, la
temperatura del aire podría no alterarse
apreciablemente a su paso a través de la
superficie del agua, en cuyo caso podrán
efectuarse mediciones satisfactorias en un
emplazamiento situado en la orilla, viento
arriba. Aunque la observación de la
temperatura del aire a intervalos de 1, 4 o 6
horas podría ser suficiente, sería de desear
un registro continuo, especialmente para
las mediciones de humedad. Aunque la
observación de la temperatura del aire a
intervalos de 1, 4 o 6 horas podría ser
suficiente, sería de desear un registro
continuo, especialmente para las
mediciones de humedad.
Temperatura de la superficie del agua
Para medir la temperatura del agua se
utilizan varios tipos de termómetros, como
los de mercurio en vidrio o de mercurio en
acero (incluidos los de máxima y mínima y
los de inversión), de resistencia de platino o
termistor con circuito electrónico y medidor
o registrador, y los termómetros de
termopar con voltímetro, con o sin
registrador
Humedad o presión de vapor del aire
Las mediciones de humedad se efectúan
en el mismo lugar que las de temperatura
del aire. Para registrar los valores de
observación, los instrumentos más
adecuados son psicrómetros provistos de
un termómetro de termopar. Los
termómetros de termopar descritos en la
sección precedente sobre la temperatura
del aire, juntamente con un termó- metro de
termopar adicional que registre
temperaturas de bulbo húmedo,
proporcionarán unos resultados
adecuados.
Viento
La velocidad del viento se medirá en las
proximidades del centro del lago o
embalse, a una altura de 2 m por encima
de la superficie del agua. En la práctica, se
utiliza una balsa anclada, sobre la que se
instalan los instrumentos.
Métodos cuantitativos
a) Método gravimétrico (secado en horno y
pesado): El método gravimétrico es uno de
los métodos directos utilizados para medir
la humedad del suelo. Consiste en tomar
una muestra del suelo (por lo general, 60
cm3), pesar ésta antes y después de su
secado, y calcular su contenido de
humedad. La muestra del suelo se
considera seca cuando su peso permanece
constante a 105 °C. Para la aplicación de
este método se han desarrollado y utilizado
muy diferentes tipos de equipos de
muestra, así como hornos de secado y
balanzas especiales. El método
gravimétrico constituye la técnica más
exacta para medir el contenido de
humedad del suelo, y se utiliza como
norma para calibrar los equipos utilizados
en otros métodos
b) Método de dispersión de neutrones: El
método neutrónico permite conocer la
cantidad de agua por unidad de volumen
de suelo. El volumen de suelo así medido
presenta forma de ampolla y tiene un radio
de 1 a 4 m, a tenor del contenido de
humedad y de la actividad de la fuente.
Este método está basado en el principio
aplicado para medir la ralentización de los
neutrones emitidos hacia el suelo por una
fuente de neutrones rápidos (Greacen,
1981). La pérdida de energía es mucho
mayor en las colisiones neutrónicas con
átomos de bajo peso atómico, y es
proporcional al número de tales átomos
presentes en el suelo. El efecto de las
colisiones es la ralentización de los
neutrones rápidos. El hidrógeno, que es el
elemento principal de bajo peso atómico
presente en el suelo, constituye una parte
considerable de las moléculas de agua del
suelo.
c) Métodos dieléctricos [HOMS C60]: Los
métodos basados en la constante
dieléctrica permiten medir la capacidad de
un material no conductor (suelo) para
transmitir ondas o impulsos
electromagnéticos de alta frecuencia. Los
valores obtenidos se correlacionan con el
contenido de humedad del suelo mediante
calibración. Este tipo de instrumentos está
basado en la propiedad de que los suelos
secos presentan valores dieléctricos de
entre 2 y 5, y el agua, de 80, cuando las
mediciones se efectúan a entre 30 MHz y 1
GHz. Para medir la constante dieléctrica
del suelo portador de agua y para estimar
el contenido de agua volumétrico del suelo
se han desarrollado dos tipos de métodos:
a) reflectometría en el dominio del tiempo; y
b) reflectometría en el dominio de la
frecuencia. Ninguno de los dos métodos
hace uso de fuentes radiactivas, con lo cual
se reduce el costo de la obtención de
licencias, formación y control que
conllevaba la utilización de sondas
neutrónicas.
d) Método basado en el tubo de acceso: En
este método, se introduce en el orificio de
acceso un tubo de PVC similar al utilizado
con la sonda neutrónica, conjuntamente
con los electrodos, y seguidamente se
efectúan mediciones a varias
profundidades. Habrá que asegurarse de
que las paredes del tubo de acceso se
ajustan perfectamente al suelo, ya que los
valores obtenidos no serán fiables cuando
la presencia de huecos afecte al
desplazamiento de la señal a través del
suelo. Para conseguir unos valores exactos
será necesario efectuar una calibración con
arreglo al contenido de agua volumétrico
del suelo (especialmente en suelos
arcillosos y otros de elevada densidad
total). Si la calibración y la instalación son
adecuadas, la exactitud de la sonda podrá
ser satisfactoria. Este sistema presenta
muchas de las ventajas de la sonda
neutrónica, y en particular la posibilidad de
efectuar mediciones rápidas en los mismos
lugares y a las mismas profundidades a lo
largo del tiempo.
Métodos cualitativos
a) Método tensiométrico [HOMS C62]: Un
tensiómetro está básicamente constituido
por una cazoleta porosa, un tubo de
conexión y/o el tubo troncal y el sensor de
presión. La cazoleta porosa suele estar
hecha de un material rígido y poroso,
generalmente de cerámica. Los poros de
las paredes de la cazoleta son
suficientemente pequeños como para
impedir el paso del aire. Para conectar la
cazoleta del tensiómetro al sensor de
presión se utiliza un tubo de conexión
semirrígido y/o un tubo troncal rígido. El
sistema se rellena de agua hasta que ésta
está en equilibrio con la humedad del suelo
circundante. A medida que se seca éste, el
agua va abandonando la cazoleta e
incrementando la tensión, o retorna a
aquélla cuando el suelo es más húmedo,
con lo que disminuye la tensión. Estos
cambios de presión o de tensión aparecen
indicados en el dispositivo de medición. La
instalación de varios tensiómetros a
distintas profundidades permite calcular un
perfil de humedad del suelo.
Los tensiómetros proporcionan datos sobre
el potencial hídrico del suelo (componentes
de presión). Cuando se utiliza un
tensiómetro para determinar la humedad,
es necesaria una curva de calibración. La
curva de calibración puede formar parte de
la curva de retención de humedad del
suelo, aunque en su lugar se recomienda
utilizar datos obtenidos sobre el terreno
mediante el método gravimétrico (sección
4.5.2.1) y lecturas tensiométricas. Aún así,
los datos de humedad serán únicamente
aproximados, debido a la histéresis entre
las ramas de humidificación y secado de la
curva de retención de la humedad del
suelo. La utilización de estos dispositivos
está limitada a entre 0 y 0,8 baras (de 0 a 8
m de altura piezométrica). Por
consiguiente, este método será adecuado
únicamente en regiones húmedas.
b) Bloques porosos/bloques de
resistencia eléctrica [HOMS C60]: Los
bloques porosos están constituidos por
yeso, una matriz de vidrio/yeso, cerámica,
nilón y fibra de vidrio. Se introducen en el
suelo a la profundidad de medición
deseada. Al cabo de un tiempo, los bloques
entran en equilibrio con el contenido de
humedad del suelo circundante. Por
consiguiente, la medición que se efectúe a
continuación estará relacionada con la
tensión de agua del suelo. En el caso de
los bloques de resistencia eléctrica, se
insertan dos electrodos en el bloque,
dejando un cable que llega hasta la
superficie. Se mide la resistencia eléctrica
entre los electrodos mediante un dispositivo
acoplado al cable. Las lecturas de
resistencia altas revelan contenidos de
agua bajos en el bloque y elevados valores
de la tensión del agua del suelo. Los
bloques porosos han de ser instalados con
las mismas precauciones que los
tensiómetros, y es importante un contacto
adecuado con el suelo. Las operaciones de
mantenimiento son escasas, y mucho
menores que en el caso de los
tensiómetros. Se ha constatado que los
bloques de yeso se disgregan en suelos
alcalinos y terminan disolviéndose, por lo
que han de ser abandonados o sustituidos.
Los suelos con alto contenido de sales
solubles pueden dar lugar a lecturas
erróneas, ya que las sales influyen en la
conductividad y resistencia del suelo. Los
bloques de yeso son los más adecuados
para los suelos de textura fina, ya que no
suelen ser sensibles por debajo de 1 000
hPa. En la mayoría de suelos arenosos,
este valor excedería de los niveles de agua
disponible.
Métodos experimentales
Usando tanques de evaporación, el
evaporímetro tipo Piché o lisímetros. El
método recomendado para estimar la
evaporación es el uso de los tanques de
evaporación.
Según la Guía de Prácticas Hidrológicas
(2008) de la Organización Meteorológica
Mundial (OMM), Evaporacion_2 para
determinar la evaporación en superficies de
agua pueden utilizarse diversos métodos,
entre ellos los siguientes:
a) balance hídrico;
b) balance energético;
c) métodos de transferencia de masas;
d) métodos combinados; y
e) fórmulas empíricas.
Cualquiera de estos métodos permite
determinar la evaporación. Por lo general,
los instrumentos necesarios para aplicar los
métodos de balance energético y de
transferencia de masas son bastante
costosos.
Son más habituales el método del
balance hídrico y la utilización de tanques
de evaporación. La utilización de tanques
es el método menos costoso, y en muchos
casos proporcionará unas estimaciones
adecuadas de la evaporación anual. El
método a seleccionar dependerá del grado
de exactitud requerido. A medida que
mejore la capacidad para evaluar los
parámetros del balance hídrico y del
balance energético, mejorarán las
estimaciones de la evaporación desde
superficies libres.
Método de transferencia de masas
Como su propio nombre indica, el método
de transferencia de masas está basado en
la determinación de la masa del vapor de
agua transferida de la superficie del agua a
la atmósfera. Antes de profundizar en este
concepto, es conveniente describir la física
del movimiento del aire. Cuando el aire
pasa sobre superficies de tierra o agua, la
altura ocupada por aquél en la atmósfera
inferior puede dividirse en tres capas:
a) una capa laminar próxima la superficie
b) una capa turbulenta
c) una capa externa que influye en forma
de rozamiento.
El método de transferencia de masas está
basado en la ley aerodinámica de Dalton,
que proporciona la relación entre la
evaporación y la presión de vapor: E = k
(es – ea)
Método del balance hídrico
La metodología del balance hídrico permite
estimar la evapotranspiración, ET, en los
casos en que es posible medir o estimar la
precipitación, P, la escorrentía fluvial, Q, las
infiltraciones profundas, Qss, y las
variaciones del almacenamiento, ΔS. La
ecuación correspondiente es:
ET = P – Q – Qss ± ΔS
La evapotranspiración anual en una
cuenca durante un año hidráulico puede
estimarse considerándola igual a la
diferencia entre la precipitación y la
escorrentía, siempre que se haya podido
establecer, mediante estudios
hidrogeológicos, que las filtraciones
profundas son relativamente insignificantes.
La fecha escogida para el comienzo y
finalización del año hidráulico debería
coincidir con la temporada seca, en que la
cantidad de agua almacenada es
relativamente pequeña y las variaciones del
almacenamiento de un año a otro son
desdeñables. Si se desea estimar la
evapotranspiración durante un período más
breve, por ejemplo, una semana o un mes,
deberá medirse la cantidad de agua
almacenada en el terreno y en el cauce
fluvial. Ello solamente será viable en
cuencas pequeñas, y durante períodos de
tal brevedad la aplicación de la
metodología del balance hídrico se limitará
generalmente a parcelas experimentales o
a cuencas receptoras de un pequeño
número de acres de extensión. Para
calcular el promedio de la
evapotranspiración anual, la variación del
almacenamiento suele ser desdeñable, y la
evapotranspiración puede estimarse
identificándola a la diferencia entre la
precipitación anual promedio y la
escorrentía anual promedio.
Método del balance energético
Este método (OMM, 1966) puede utilizarse
para estimar la evapotranspiración cuando
la diferencia entre el balance de radiación y
el flujo de calor hacia el suelo sea
apreciable y exceda en magnitud a los
errores de medición . Este método se utiliza
para estimar la evapotranspiración en
períodos no inferiores a 10 días. Para
períodos más breves, la estimación de la
evapotranspiración mediante el método del
balance energético es bastante difícil. En el
supuesto de que la ecuación de balance
energético en superficie sea la principal
condición de contorno que haya que
satisfacer para calcular la
evapotranspiración, existen tres técnicas
que permiten resolver la ecuación del
balance de energía. La primera técnica
hace uso de métodos semiempíricos, la
segunda utiliza métodos analíticos, y la
tercera está basada en modelos numéricos.
Los métodos semiempíricos representan un
intento de elaborar un modelo manejable
para la estimación de la
evapotranspiración. Estos métodos
operativos modernos se obtienen
principalmente de la formulación original de
Penman, que es una combinación de los
métodos de difusión y de balance
energético (Bailey, 1990). Posteriormente,
se ha evaluado el modelo de Jackson
(Jackson y otros, 1977) mediante
resultados empíricos y teóricos (Seguin y
Itier, 1983).
Método aerodinámico
La estimación de la evapotranspiración
mediante este método (OMM, 1966) es
dificultosa, debido a la ausencia de
métodos fiables para determinar el
coeficiente de intercambio turbulento
(sección 4.2). Por ello, se utiliza raramente.
Se utiliza únicamente para obtener
estimaciones aproximadas de la
evaporación. En algunos países, la
evapotranspiración se estima mediante
métodos empíricos, y también mediante el
método de Penman y la fórmula de
Thornthwaite. El método de Penman se
utiliza en condiciones de humedad
suficiente, y la fórmula de Thornthwaite
(Thornthwaite y Holzman, 1941) se utiliza
en regiones cuyas condiciones climáticas
son similares a las de la costa atlántica
media de Estados Unidos, en cuyas
características está basada dicha fórmula.
Transpiración
Teledetección [HOMS D]
La técnica de teledetección es el medio
más recientemente introducido para
estimar las propiedades de la humedad del
suelo en la superficie o en sus
proximidades. Esta información puede ser
utilizada para inferir los perfiles de
humedad del suelo hasta una profundidad
de varios metros. La teledetección de la
humedad del suelo puede efectuarse
mediante datos de las regiones visible,
infrarroja (próxima y térmica), de
microondas y de rayos gamma del espectro
(Engman y Gurney, 1991; Schultz y
Engman, 2000). Sin embargo, las técnicas
más prometedoras están basadas en datos
de microondas pasivas y activas. Las
técnicas visible y cerca del infrarrojo,
basadas en la medición de la radiación
solar reflejada, no son particularmente
viables, ya que hay demasiados elementos
de ruido que dificultan la interpretación de
los datos. Las técnicas de infrarrojo térmico
están basadas en la relación entre el ciclo
de temperatura diurna y la humedad del
suelo, que dependen del tipo de suelo y
están en gran medida circunscritos a los
suelos desnudos.
TRANSPIRACIÓN
La transpiración se define como un proceso
fisioló- gico natural de las plantas,
consistente en que el agua almacenada en
el suelo en forma de humedad es captada
por las raíces, recorre la estructura de la
planta y se evapora a través de unas
células foliares denominadas estomas. La
cantidad de agua almacenada en una
planta representa menos del 1 por ciento
de la que pierde durante la estación de
crecimiento. Desde un punto de vista
hidrológico las plantas son, pues, como
dispositivos de bombeo que extraen agua
del suelo y la elevan hasta la atmósfera.
Evapotranspiración (ET)
En condiciones naturales evaporación y
transpiración son fenómenos
interdependientes. El concepto de
Evapotranspiración se introdujo debido a la
dificultad de discriminar evaporación y
transpiración.
La importancia cuantitativa de este
proceso es muy grande. Como promedio
global, el 57% de la precipitación anual es
devuelta a la atmósfera por
evapotranspiración alcanzando del 90% y
hasta del 100% en zonas áridas y
Evapotranspiración
desiérticas. Las cantidades de agua que
por este proceso vuelven a la atmósfera y
la energía necesaria para ello, alcanzan
cifras realmente notables. En un día cálido,
es frecuente que en algunas zonas los
valores de evapotranspiración oscilen entre
3-4 mm/día, lo que viene a equivaler a 30-
40 Tm/Ha/día, requiriendo una energía del
orden de 18-24M de KCal.
La evapotranspiración tiene gran
importancia, especialmente respecto al
total de agua recibida por una zona, que
muy frecuentemente, es del orden del 70%
de ésta, llegando en algunos lugares al
90%. En la España peninsular, las pérdidas
totales por evapotranspiración son unas 3
veces superiores a las pérdidas al mar por
los ríos.
Concepto
Evapotranspiración es el resultado del
proceso por el cual, el agua cambia de
estado líquido a gaseoso, y directamente, o
a través de las plantas, vuelve a la
atmósfera en forma de vapor.
El término sólo es aplicable
correctamente a una determinada área de
terreno cubierta por vegetación. Ante la
ausencia de vegetación, sólo se puede
hablar de evaporación.
La evapotranspiración (ET) es el proceso
por el cual el agua es transferida desde la
superficie terrestre hacia la atmósfera.
Incluye tanto la evaporación de agua en
forma sólida como líquida directamente del
suelo o desde las superficies vegetales
vivas o muertas (rocío, escarcha, lluvia
interceptada por la vegetación), como las
pérdidas de agua a través de las
superficies vegetales, particularmente las
hojas.
La evapotranspiración constituye la
transferencia total de agua desde una
superficie vegetada a la atmósfera.
La evapotranspiración depende, entre
otros, de dos factores muy variables y
difíciles de medir: el contenido de humedad
de suelo y el desarrollo vegetal de la
planta. Por esta razón Thornthwaite (1948)
introdujo el término de evapotranspiración
potencial o pérdidas por
evapotranspiración, en el doble supuesto
de un desarrollo vegetal óptimo y una
capacidad de campo permanentemente
completa.
En torno al concepto de
evapotranspiración, existen algunos
términos a tener en cuenta:
Uso consuntivo del agua: cantidad de
agua consumida en una zona, al satisfacer,
total o parcialmente. Para el caso de
demanda agrícola, los términos uso
consuntivo y evapotranspiración pueden
considerarse como sinónimos.
Demanda de agua para riego:
estrechamente relacionada con el concepto
de evapotranspiración, pero no son
equivalente, pues tienen como base de
cálculo la diferencia entre
evapotranspiración potencial y
evapotranspiración real.
Tampoco son sinónimos uso consuntivo
agrícola y demanda de agua para riego.
Esta debe considerar las pérdidas por
aplicación y conducción del agua además
de las necesidades estrictas y aquel debe
incluir la parte de precipitación que se
pierde por evapotranspiración.
La evapotranspiración es un
componente fundamental del balance
hidrológico y un factor clave en la
interacción entre la superficie terrestre y la
atmósfera. Su cuantificación se hace
necesaria en contextos tan diferentes como
la producción vegetal, la planificación y la
gestión de recursos hídricos o estudios
ambientales y ecológicos.
Unidades
La unidad más usual para expresar las
pérdidas por evapotranspiración es, el mm
de altura de agua, lo que equivale a 10
m3/Ha. La medida siempre se refiere a un
determinado intervalo de tiempo.
EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL
El término Evapotranspiración Potencial
(ETP) fue acuñado por primera vez y de
forma independiente por Penman (1948) y
Thornthwaite (1948) en un intento de
optimizar el contenido en el suelo y en el
desarrollo vegetal. Definieron ETP como la
tasa máxima de evaporación de una
superficie completamente sombreada por
un cultivo verde, sin limitación en el
suministro hídrico.
La ETP sería la evaporación que se
produciría si la humedad del suelo y la
cobertera vegetal estuvieran en
condiciones óptimas.
Pero como la definición de ETP
resultaba poco útil, desde el punto de vista
de su aplicación, dando lugar a
interpretaciones diversas, se desarrolló a
nivel agronómico el concepto de
Evapotranspiración de referencia (ETr),
llegándose a la conclusión que para
obtener valores razonables de ETP, la
cubierta vegetal debería quedar explícita en
la definición de ETP.
Se desarrollaron dos definiciones de ETP
según el cultivo de referencia:
ETP sobre gramíneas (ETo).
Desarrollada por Doorembos y Pruitt (1977)
para la FAO.
ETP sobre alfafa. Desarrollada por
Jensen et al (1971).
La ETP que da la alfafa es diferente a la
de las gramíneas, ya que ésta desarrolla
una superficie aerodinámicamente más
rugosa que las gramíneas.
Como la definición de ERr seguía sin dar
lugar a un auténtico método estándar,
Smith et al. (1990) propusieron una nueva
definición basada en la combinación de la
ecuación de Penman-Monteith, según la
cual la ET de referencia (ETo) sería la tasa
de ET de un cultivo hipotético con valores
fijos de altura (12 cm), resistencia de la
cubierta vegetal (70 s/m) y albedo (0,23),
que representa la ET de una superficie
extensa cubierta de gramíneas verdes, de
altura uniforme y crecimiento activo, que
cubre totalmente el terreno y no padece de
falta de agua.
Una vez conocido la evapotranspiración
de referencia (ETr) de un cultivo o región,
ésta se multiplica por un factor corrector
específico, denominado coeficiente de
cultivo, obteniéndose así la ETP de un
cultivo concreto.
EVAPOTRANSPIRACIÓN REAL
(suelo)
Es la evapotranspiración real que se
produce en las condiciones reales
existentes.
El método más conocido es el de
Penman-Monteith (1965) derivado de la
ecuación de combinación. Combina la
ecuación del balance de energía y los
gradientes de humedad, temperatura y
velocidad del viento. Con ella se elimina la
necesidad de medidas en la superficie
evaporante y medidas a diversas alturas
sobre la superficie como requieren los
métodos del "gradiente" y del "perfil del
viento" respectivamente, como se venía
haciendo hasta la introducción de esta
ecuación. Combina información
meteorológica y fisiológica y asume que las
copas vegetales pueden asimilarse a una
superficie uniforme como una única fuente
de evaporación (big-leaf), lo que supone
una considerable simplificación de la
realidad, particularmente cuando se aplica
a cubiertas estratificadas (multicapas) o
con distintas superficies evaporantes
(multifuentes).
La distribución dispersa y agrupada en
mosaicos de vegetación típica de regiones
semiáridas constituye un ejemplo de dónde
no se satisface la fórmula de Penman-
Monteith, por lo que trabajos posteriores
extendieron el modelo a dos o más fuentes.
La interacción entre fuentes se estudia
como combinación de resistencias en serie
y paralelo hasta una altura de referencia,
por encima de la vegetación donde los
efectos de la heterogeneidad espacial ya
no son perceptibles.
En general, los modelos que toman de
partida la ecuación de combinación, se
basan en la teoría de la difusión turbulenta
(teoría de la K, K-Theroy), para describir los
flujos de calor, vapor de agua y momento a
través de las copas. El uso de esta teoría
para vegetación dispersa ha sido
cuestionado tanto desde el punto de vista
teórico como observacional., ya que asume
que la longitud característica de los
remolinos dominantes sea menor que la
distancia sobre la cual los gradientes
cambian apreciablemente. Esto no siempre
ocurre en los rodales de vegetación
dispersa.
Otras aproximaciones son los modelos
que describen el sistema físico formado por
el conjunto suelo-planta-atmósfera (SVAT)
en un perfil unidimensional desde una
profundidad de suelo determinada hasta la
copa vegetal. El sistema considera tanto
los flujos de agua como de energía y
establece que el suelo y la vegetación
actúan como almacén de agua que se llena
y vacía por diferentes entradas y salidas.
Los flujos están regulados por unos
gradientes de concentración y unas
resistencias. Se establecen diferentes
capas, tanto en suelo como en vegetación,
siendo este uno de los aspectos que
diferencia distintos modelos SVAT, siendo
más complejos cuanto mayor sea el
número de capas considerado. Los
mayores esfuerzos de estas
aproximaciones radican en: el esfuerzo que
supone la parametrización sobre todo en
suelo; la no consideración de la variabilidad
espacial; y las premisas de condiciones de
estado estacionario entre suelo y
vegetación.
Diferentes trabajos han demostrado que
las predicciones de ET obtenidas con
modelos tipo SVAT no son
significativamente diferentes de las
obtenidas por modelos basados en la
ecuación de combinación, por lo que la
teoría de la K, sigue siendo ampliamente
aceptada.
Evaporación, evapotranspiración e
intercepción
La evaporación y la transpiración son las
vías de abstracción hídrica básicas del ciclo
hidrológico. Durante la escorrentía, la
cuantía de las abstracciones es
desdeñable. La mayor parte de la
evaporación y de la transpiración se
produce entre episodios de escorrentía,
que suelen ser de duración prolongada. Por
ello, las abstracciones son especialmente
importantes durante esos períodos
intermedios. El efecto combinado de la
evaporación y de la transpiración se
denomina evapotranspiración.
TANQUES DE EVAPORACIÓN
Permiten medir la evaporación en forma
experimental. Los tanques de evaporación
pueden ser superficiales y enterrados.
Tanques de Evaporación
a) Los tanques dispuestos por encima del
nivel del suelo son fáciles de instalar y los
resultados no son falseados por el rebote
de las gotas de lluvia en los terrenos
colindantes; pero son sensibles a la
temperatura del aire y a la insolación.
Algunas veces las paredes exteriores del
tanque se aislan térmicamente para reducir
el intercambio de calor con el ambiente.
b) Los tanques enterrados son menos
sensibles a la temperatura del aire y a la
radiación de calor por las paredes; pero
son más difíciles de instalar y mantener,
además recogen detritos y el efecto del
rebote de las gotas de lluvia que caen en
los terrenos colindantes introduce errores
en la medición.
La evaporación diaria se calcula por medio
de la diferencia de los niveles del agua en
el tanque en días sucesivos durante el
período considerado.
Siendo E la evaporación; P la altura de
las precipitaciones producidas durante las
dos mediciones de los niveles; y delta d la
altura de agua añadida o sustraída del
tanque.
El valor estimado de la evaporación
diaria deberá ajustarse por medio de un
Coeficiente del Tanque para tomar en
cuenta la radiación de calor por las paredes
y el fondo del tanque; así como la
diferencia de escala entre el tanque y un
lago, embalse o cuenca fluvial. Este
coeficiente es 0.7 cuando la temperatura
del agua y del aire es igual. En estaciones
ubicadas en zonas áridas la temperatura
del agua es menor que la del aire, y el
Coeficiente del Tanque puede ser 0.6 o
menos. En estaciones ubicadas en zonas
húmedas la temperatura del agua es mayor
que la del aire, y el Coeficiente del Tanque
es de 0.8 o más.
En general, los tanques de evaporación
presentan problemas de mantenimiento y
es necesario protegerlos con redes.
BALANCE HÍDRICO
Consiste en establecer una igualdad
entre las entradas y salidas de agua en una
zona concreta. La concepción responde
exactamente al proceso real, aunque existe
gran posibilidad de error en la medida de
los términos que intervienen en el balance,
con lo cual, los resultados se pueden alejar
bastante de los verdaderos.
En un intervalo de tiempo determinado,
la ecuación del balance hídrico de un
embalse, lago o superficie de agua libre es:
E = A -G –ΔR
Siendo:
E = evaporación.
A = aportaciones o ingresos de agua.
G = salidas o gastos de agua (no debidos a
evaporación).
ΔR = incremento en el almacenaje o
reserva de agua (puede ser negativo) y
estando todos los términos expresados en
las mismas unidades.
Las aportaciones (A) generalmente se
deben a la precipitación, por lo que son
fáciles de medir con bastante
aproximación. Las salidas (G), deben incluir
también las que se deban a infiltración, que
precisamente, son las más difíciles de
medir, debiendo recurrirse a estimaciones
indirectas: niveles en pozos de la zona,
permeabilidad, coeficiente de infiltración,
etc.
La posibilidad de aplicación de este
método, depende de la precisión con que
puedan determinarse cada miembro de la
ecuación. No será aplicable cuando la
estimación de las pérdidas por infiltración,
sea un valor similar o exceda del que
resulte para la evaporación.
Balance hídrico: Consiste en
determinar el balance de agua en el suelo a
lo largo de un año, conociendo los datos de
las precipitaciones medias mensuales y la
evaporación mensual estimada. Consiste
en establecer una igualdad entre las
entradas y salidas de agua en una zona
concreta. En un intervalo de tiempo
determinado, la ecuación del balance
hídrico de un embalse, lago o superficie de
agua libre es:
E = A - G - ΔR
Siendo:
E= la evaporación.
A= las aportaciones de agua.
G= las salidas de agua (diferentes a la
evaporación).
ΔR= el incremento en el almacenaje de
agua (puede ser negativo).
El planteamiento de un balance hídrico
es un procedimiento indirecto para estimar
las extracciones de agua subterránea
especialmente indicados para acuíferos de
gran extensión y abundante explotación ya
que es menos costoso y más fácil de
aplicar que los métodos directos.
El balance hídrico se basa en el axioma
de conservación de masas de Lavoisier,
que en dinámica de fluidos se conoce como
"ecuación de la continuidad". Este axioma
se basa en que la diferencia que se
produce entre las entradas y las salidas de
agua en un acuífero entre dos fechas se
traduce en la variación que se produce en
el almacenamiento.
entradas - salidas = variación en el
almacenamiento
El balance hídrico se debe aplicar en
aquellas zonas donde el volumen y las
condiciones de contorno sean más o
menos conocidos.
El establecimiento de un balance hídrico
supone medir flujos de agua (caudales) y
almacenamientos (niveles). Pero el
problema se complica cuando existen flujos
o transferencias de volumen de agua a
través de las divisorias o de los límites del
acuífero.
Los términos de la ecuación general del
balance hídrico están sujetos a errores de
medición, interpretación, estimación y
evaluación, por lo que es lógico obtener un
"error de cierre". El valor que cierra el
balance resulta difícil de obtener por otros
métodos y representa "el fundamento del
método tradicional de obtención de la
recarga a partir del balance de agua en un
acuífero entre dos fechas determinadas en
las cuales se conocen los restantes flujos
de entrada y salida" (Samper, 1997).
Además hay existen errores en la
evaluación del resto de los componentes
que tienen que ser tenidos en cuenta a la
hora de calcular la recarga.
No obstante si se quiere mejorar la
precisión de los resultados, éstos se deben
contrastar con otros métodos indirectos,
tales como estudios de calidad
hidroquímica de las aguas y su evolución,
posibles afecciones a otros acuíferos y
puntos de descarga naturales.
Balance de energía: La energía total de
un sistema corresponde a la sumatoria de
tres tipos de energía:
2. Energía cinética: Debida al movimiento
traslacional del sistema considerado como
un todo, respecto a una referencia; o la
rotación del sistema alrededor de un eje.
3. Energía potencial: Debida a la posición
del sistema en un campo gravitatorio o
magnético.
4. Energía interna: Tal como la energía
debida al movimiento relativo de las
moléculas respecto al centro de masas del
sistema; o la energía debida a la vibración
de las moléculas; o la energía producto de
las interacciones electromagnéticas de las
moléculas e interacciones entre los átomos
y/o partículas subatómicas que constituyen
las moléculas.
5. Energía cinética: Debida al movimiento
traslacional del sistema considerado como
un todo, respecto a una referencia; o la
rotación del sistema alrededor de un eje.
6. Energía potencial: Debida a la posición
del sistema en un campo gravitatorio o
magnético.
7. Energía interna: Tal como la energía
debida al movimiento relativo de las
moléculas respecto al centro de masas del
sistema; o la energía debida a la vibración
de las moléculas; o la energía producto de
las interacciones electromagnéticas de las
moléculas e interacciones entre los átomos
y/o partículas subatómicas que constituyen
las moléculas.
Rn = evaporación (en mm/día);
RN = radiación neta (en cal/cm2)
C1 = el calor de vaporización preciso para
evaporar 1 mm de agua por cada cm2 de
superficie.
Balance energético
La cantidad de agua que puede
evaporarse, depende fundamentalmente de
la energía disponible para efectuar el
cambio de estado. Siguiendo a Meinzer
(1942), la evaporación en un determinado
intervalo de tiempo será:
Siendo:
E = evaporación (en cm)
Ri = radiación global incidente sobre una
superficie horizontal (en cal/cm2)
Rr = radiación reflejada y devuelta al
espacio (en cal/cm2)
Ca = calor almacenado en el agua (en
cal/cm2)
C = pérdidas de calor hacia el terreno
circundante o por otras causas (en cal/cm2)
c1 = calor latente de vaporización del agua
a la temperatura ordinaria (en cal/cm2). Su
valor es del orden de 585 cal/cm3 para un
agua de densidad 1 a 15º de temperatura.
Donde:
Ts = temperatura del agua (en ºC)
T = temperatura del aire (en ºC)
es = tensión saturante para la temperatura
t (en mm de Hg)
ed = tensión de vapor en el aire (en mm de
Hg)
Pa = presión atmosférica (en mm de Hg)
La aplicación del método está muy
limitada ya que exige una serie de medidas
difíciles de obtener con precisión, como la
radiación reflejada (Rr) y las pérdidas de
calor hacia el terreno (C).
Medida de gradientes de humedad y
velocidad del viento
Este método también se conoce como
"aerodinámico", "transferencia o
intercambio de masa" y "de difusión
turbulenta del vapor".
Relaciona la evaporación con los
gradientes de humedad y de velocidad del
viento, pues, por una parte, el vapor
tenderá a pasar de puntos de mayor
contenido de humedad a puntos con menor
contenido, y por otra, la turbulencia en el
aire facilita la evaporación.
Thornthwaite y Holzman propusieron una
ecuación inicial que posteriormente fue
modificada por Pasquill y Rider, que
supone unos perfiles adiabáticos para el
viento y distribuciones logarítmicas de la
velocidad del viento y de la humedad para
la misma vertical:
Siendo:
E = evaporación (en mm/hora).
u2-u1 = diferencia de las velocidades del
viento a alturas z2 y z1, respectivamente
(en m/sg).
e1 - e2 = diferencia de tensión de vapor
en el aire a alturas z2 y z1,
respectivamente (en mm de Hg).
t = temperatura media del aire entre los
niveles de z1 y z2 (en ºC).
Z1 y Z2 = alturas sobre el suelo (en
cualquier unidad) de las dos capas en las
se toman las medidas.
Aplicabilidad del método del balance
energético
Antes de aplicar el método del balance
energético para estimar la evaporación en
superficies libres deberían 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 proporciona una estimación
suficientemente exacta de Qh
c) se ha ignorado el efecto producido por
la difusividad radiativa, la estabilidad del
aire y las partículas en aspersión;
d) la posibilidad de aplicar este método
dependerá en gran medida de la posibilidad
de evaluar los componentes de la energía
advectiva.
La aplicación de este método no es fácil,
puede deben tomarse medidas de tensión
de vapor y velocidad del viento, a dos
alturas diferentes sobre el suelo. En la
práctica, las condiciones reales para un
perfil adiabático, se aproximan a la
existencia de un fuerte viento y cielo
nublado.
Ecuación general del balance hídrico
En el balance hídrico global de una zona
determinada, en general la diferencia entre
las entradas y salidas de agua no es
exactamente igual a la variación en el
almacenamiento debido a la existencia de
un error de cierre del balance.
P + Qse + Qpe - ETR - Qss - Qps DV = e
Siendo:
P = aportación pluviométrica.
Qse = caudal superficial entrante.
Qpe = caudal subterráneo entrante.
ETR = evapotranspiración real.
Qss = caudal superficial saliente.
Qps = caudal subterráneo saliente.
DV = variación en el almacenamiento
(diferencia entre el volumen inicial y el final
considerando la reserva en el acuífero,
suelo, zona saturada, cauces, etc.).
La fiabilidad de la estimación de las
extracciones depende de la fiabilidad de
todos y cada uno de los componentes de la
ecuación del balance.
Las posibles entradas y salidas de un
acuífero en régimen de explotación pueden
deberse a numerosas causas:
La evaluación de los componentes de un
balance presenta siempre ciertas
dificultades, muy especialmente en el caso
de la recarga. La recarga comporta
considerables incertidumbres que solo se
pueden minimizar si se dispone de una
adecuada caracterización hidrogeológica
de la zona y de una buena base de datos
históricos sobre la evolución hidrodinámica
e hidroquímica del sistema.
Cálculo de la evapotranspiración
potencial (ETo) mediante el método de
Thornthwaite
Thornthwaite relaciona la temperatura
media mensual y la evapotranspiración
potencial para un mes de 30 días y 12
horas de luz mediante la expresión:
E = c * ta
Siendo:
E = evapotranspiración potencial mensual.
t = temperatura media mensual.
c y a = coeficientes que varían de un lugar
a otro.
El valor de a se calcula mediante la
expresión:
a = 0,000000675*I2 + 0,01792I + 0,49239
siendo.
I = suma de los valores de i (índice
mensual de calor) para los doce meses del
año.
i = (t/5)1,514.
Siendo:
t = temperatura.
El coeficiente c varía inversamente con I.
El valor de la evapotranspiración
potencial mensual se corrige en función del
número de días del mes y del número de
horas de insolación teórica.
El número de factores meteorológicos
que se tienen en cuenta con este método
es muy reducido por lo cual el empirismo
que se genera es grande. No obstante
cuenta con la ventaja de que se puede
aplicar cuando no se tienen nada más que
datos de temperatura y se carece de datos
de insolación, viento y humedad relativa
impidiendo la aplicación de otros métodos
como el de Blaney-Criddle, Radiación o
Penman modificado.
Cálculo de la precipitación efectiva
(Po)
La precipitación efectiva es la
precipitación total minorada en la parte que
corresponde con la evapotranspiración. No
tiene en cuenta las variaciones en las tasas
de infiltración del suelo y de la intensidad
de lluvia.
Partiendo de los datos de precipitación
total (mm), evapotranspiración (mm) y
capacidad de almacenamiento del suelo
(ds en mm) se calcula el factor de
corrección de la capacidad de
almacenamiento del suelo (K) y la lluvia
efectiva (Pe en mm/mes).
Cálculo del factor de corrección de la
capacidad de almacenamiento de agua en
el suelo (K).
K = 0,531747 + 0,011621 * Ds - 8,9 * 10-5
*
Ds2
+ 2,3 * 10-7
* Ds3
Cálculo de la lluvia efectiva (Pe).
Pe = K * (1,25247 * P0,82416
- 2,93522) *
10(0,00095 *ET)
Resolución de la ecuación general del
balance hídrico
Para la zona del acuífero de El Carracillo
TRAGSA (2001) calculó el balance hídrico
aplicando dos métodos:
el método Directo.
el método de Agotamiento Exponencial.
En ambos casos el cálculo del balance
hídrico requiere los siguientes datos de
entrada:
precipitación mensual (mm/mes).
reserva máxima (R0 en mm).
la evapotranspiración potencial
mensual (ETo en mm/mes).
El valor de la precipitación puede ser el
año medio, la precipitación efectiva, un
decil o un cuartil. El valor de la ETo según
los métodos de Blaney-Criddle, Radiación,
Thornthwaite o Penman modificado puede
ser el año medio, un decil o un cuartil.
Se considera como periodo seco los
meses en los que la Precipitación es menor
que la ETP, mientras que se considera
como periodo húmedo los meses en los
que la Precipitación es mayor o igual a la
ETP.
Se considera el año hidrológico,
comenzando por tanto en el mes de
octubre.
Método Directo
Pasos a seguir:
Cálculo de P-ETP.
Cálculo de la reserva: se empieza a
calcular el último mes de estación seca
para el cual R= 0 y para el resto de los
meses R1 = (P-ETP)i + Ri+1.
Cálculo de la variación de la reserva: se
empieza a calcular en el último mes de la
estación seca.
Cálculo de la evapotranspiración real
(ETA):
ETA = ETP si P-ETP ³ 0.
ETA = P + VR (incremento de la reserva)
cuando la P-ETP < 0.
Cálculo del déficit de agua (F): F = ETP-
ETA.
Cálculo del exceso de agua (Ex): se
empieza a calcular el primer mes en que R
= R0 de modo que Ex = (P- ETP) - VR si
Ex < 0 Þ Ex = 0.
Cálculo del desagüe (D): sólo se calcula
el mes en que Ex > 0.
el primer mes D = Ex/2.
el resto de los meses: Di = Di-1 + Exi)/2.
Método del Agotamiento Exponencial
Pasos a seguir:
Cálculo de P-ETP.
Cálculo de la pérdida potencial
acumulada siendo Rh = s (P-ETP) para
todos los meses en los que P>ETP. Para
ello es necesario:
Calcular la PPA0: PPA para el último
mes de la estación húmeda:
PPA = 0 si Rh ³R0 y PPA'0 si Rh<R0.
Para calcular la PPA'0 primero hay que
calcular PPA para el resto de los meses:
PPA = (ETP-P)i + PPAi-1 si (P-ETP) < 0 y
PPA = 0 si (ETP-P)³0. Para calcular PPA'0
se aplica la fórmula de la reserva R = R0 *
e-PPA/R siendo Rh = s (P-ETP) para
todos los meses en que P>ETP.
Rh = reserva en el último mes del periodo
húmedo y PPAs = PPA en el último mes
del periodo seco.
Calcular la RH0.
RH0 = Rh/1-e-PPA/R.
Calcular la PPA'0.
PPA'0 = -R0 * Ln (Rh0/R0).
Se recalcula PPA en los meses de
periodo seco y el último del periodo.
húmedo.
Cálculo de la reserva:
si PPA¹0 se calcula Ri = R0 * e-PPA/R.
si PPA = 0 se calcula Ri = (Pi - ETPi) +
Ri+1.
si Ri>R0 Þ Ri= R0.
Cálculo de la variación de la reserva: se
empieza a calcular en el último mes de la
estación seca.
VR = Ri - Ri-1.
Cálculo de la evapotranspiración real
(ETA):
ETA = ETP si P-ETP ³ 0.
ETA = P + VR (incremento de la reserva)
cuando la P-ETP < 0.
Cálculo del déficit de agua (F): F = ETP-
ETA.
Cálculo del exceso de agua (Ex): se
empieza a calcular el primer mes en que R
= R0 de modo que:
Ex = (P- ETP) - VR si Ex < 0 Þ Ex = 0.
Cálculo del desagüe (D): sólo se calcula
el mes en que Ex > 0.
el primer mes D = Ex/2.
el resto de los meses: Di = Di-1 + Exi/2.
MEDICIÓN DE LA EVAPORACIÓN
Métodos directos: Aunque existen
métodos razonablemente exactos de
medición de la evaporación y de la
evapotranspiración mediante tanques de
evaporación y pequeñas masas de agua y
de suelo, no es actualmente posible medir
de manera directa cualquiera de esos
fenómenos en grandes superficies de agua
o de tierra.
Medición de la evapotranspiración
Para estimar la evapotranspiración pueden
utilizarse evaporímetros de suelo y
lisímetros, métodos basados en el
presupuesto hídrico o térmico, métodos de
difusión turbulenta, o diversas fórmulas
empíricas basadas en datos
meteorológicos. La utilización de
evaporímetros de suelo y lisímetros permite
medir directamente la evapotranspiración
en diferentes superficies de tierra, así como
la evaporación del suelo en terrenos con
plantas cultivadas. Estos instrumentos son
sencillos y exactos, siempre que se
respeten todos los requisitos relativos a su
instalación y a las técnicas de observación.
Medición de variables de evaporación y
evapotranspiración mediante
teledetección
Se han utilizado observaciones mediante
teledetección, combinadas con datos
meteorológicos auxiliares, para obtener
estimaciones indirectas de la
evapotranspiración en una horquilla de
escalas temporales y espaciales (Schulz y
Engman, 2000).Recientemente, se ha
avanzado considerablemente en la
teledetección de parámetros tales como:
a) la radiación solar entrante;
b) el albedo superficial;
c) la cubierta vegetal;
d) la temperatura superficial; y
e) la humedad superficial del suelo.
Las mediciones de radiación y temperatura
del aire suelen efectuarse en un mismo
lugar, o bien en el centro del lago o
embalse, o en una estación situada en la
orilla, viento arriba. Ello permite registrar
varios valores secuenciales en un único
registrador multicanal
Estimación de la evaporación en
superficies libres
Para determinar la evaporación en
superficies de agua pueden utilizarse
diversos métodos, entre ellos los
siguientes:
a) balance hídrico
b) balance energético
c) métodos de transferencia de masas;
d) métodos combinados;
e) fórmulas empíricas.
Extrapolación de las mediciones en
tanque
La evaporación en tanques encastrados o
instalados sobre el terreno está influida por
las características del tanque. Los tanques
encastrados están expuestos a fugas no
detectadas, a la acumulación 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 están expuestos al
intercambio de calor lateral y a otros
efectos que no están presentes en los
lagos. Los tanques flotantes están
expuestos a salpicaduras, tanto hacia el
exterior como hacia el interior, y su
instalación y utilización es costosa. Los
tanques almacenan mucho menos calor
que los lagos, y experimentan por lo
general un ciclo anual de evaporación
diferente, en el cual los valores extremos
se alcanzan en fechas más tempranas.
Evapotranspiración en cuencas de
drenaje
Los procesos de evapotranspiración
abarcan los de evaporación en superficies
naturales, tanto si el agua se encuentra en
el suelo como en las plantas, o en ambos.
Con respecto al área evaporante, el
consumo fitonutriente denota la
evaporación total en una superficie más el
agua utilizada por los tejidos vegetales, por
lo que su significado es el mismo que el de
la evapotranspiración. La determinación de
la evaporación y de la transpiración como
elementos independientes en una cuenca
de drenaje no arroja resultados fiables.
Además, en la mayoría de los estudios no
será necesario evaluarlas por separado.
Con el fin de estimar la evapotranspiración
se han desarrollado numerosos
procedimientos, que pueden clasificarse
en:
a) métodos de balance hídrico, como los
basados en la utilización de
evapotranspirómetros, en el balance hídrico
de parcelas de terreno o en el agotamiento
de la humedad del suelo
b) método del balance energético
c) métodos de transferencia de masas,
como los basados en la velocidad del
viento, en el flujo turbulento o en la
utilización de recintos
d) una combinación de métodos de
balance energético y de transferencia de
masas, como el método Penman
e) métodos de predicción, como las
ecuaciones empíricas o los índices
aplicados a los datos de evaporación en
tanque
f) métodos vinculados a cultivos
específicos.
Medición de la humedad del suelo
La humedad del suelo puede definirse
como el agua retenida en el suelo en virtud
de la atracción molecular. Las fuerzas que
operan en la retención de agua por el suelo
son de tipo adhesivo y cohesivo. Estas
fuerzas contrarrestan la fuerza de la
gravedad, así como la evaporación y la
transpiración. Así, en un momento
cualquiera la cantidad de humedad del
suelo estará determinada por la intensidad
y duración de las fuerzas que actúan sobre
la humedad y por la cantidad de humedad
inicialmente presente. Durante una sequía,
las fuentes naturales de agua del suelo (por
ejemplo, lluvia o nieve fundida) suelen
disminuir considerablemente. La forma de
la pendiente, el gradiente y la rugosidad de
la superficie del suelo afectarán al
contenido de agua de éste, ya que el agua
superficial o subsuperficial proveniente de
puntos más elevados puede incrementar la
humedad del suelo, mientras que la
escorrentía superficial puede reducir la
cantidad de agua presente. Otros factores
que disminuyen la humedad del suelo son
los procesos de evaporación,
evapotranspiración y percolación profunda
más allá del alcance de las raíces
Para medir la humedad del suelo se utilizan
dos métodos netamente diferentes: uno,
cuantitativo, y otro, cualitativo, que denotan
el grado de retención de agua por las
partículas del suelo.
CONCLUSIÓN
Nos deja claro que el agua es el elemento más importante en el planeta, ya que si no
hubiera agua, el globo terráqueo sería un lugar inhóspito.
La Evaporación es el fenómeno climático más importante al momento de definir
con cuánta agua regar en las zonas tropicales, dependiendo del cultivo y su fase de
desarrollo se llega a estimar otro parámetro más importante para el cálculo del agua
de riego el cual se conoce como evapotranspiración que será extensamente
discutido en otro capítulo. En este documento se disertará sobre las variables desde
el punto de vista agrícola y exclusivamente para las zonas tropicales que inciden en
la evaporación como son el viento, contenido de humedad del aire, temperatura y
disponibilidad de agua para evaporar, finalmente discutiremos sobre métodos para
medir la evaporación en el suelo de forma práctica.
BIBLIOGRAFÍA
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y transpiración. Disponible en:
http://users.exa.unicen.edu.ar/~jdiez/files/cstierra/apuntes/unidad3.pdf. [Consulta: 2013,
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http://www.whycos.org/chy/guide/168_Vol_I_es.pdf [Consulta: 2013, mayo 5]