1. EVAPORACIÓN.
1.1. CONCEPTO.
1.2. FACTORES QUE AFECTAN A LA EVAPORACIÓN.
1.3. UNIDADES E INSTRUMENTOS PARA MEDIR LA EVAPORACIÓN.
2. TRANSPIRACIÓN.
2.1. CONCEPTO.
2.2. FACTORES QUE AFECTAN A LA TRANSPIRACIÓN.
2.3. MEDIDA DE LA TRANSPIRACIÓN.
3. EVAPORTRANSPIRACIÓN.
3.1. CONCEPTO.
3.2. UNIDADES Y MÉTODOS PARA EL CÁLCULO DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN.
3.2.1. MEDIDAS DIRECTAS: LISÍMETROS.
3.2.2. MEDIDAS DIRECTAS: PARCELAS Y CUENCAS EXPERIMENTALES.
3.2.3. MÉTODOS EMPÍRICOS: FÓRMULA DE THORNTHWAITE.
3.3. ESTIMACIÓN DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN REAL A PARTIR DE VALORES DE EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL. BALANCE HÍDRICO DEL SUELO.
1. EVAPORACIÓN.
1.1. CONCEPTO.
La evaporación es el resultado del proceso físico, por el cual el agua cambia de estado líquido a gaseoso, retornando, directamente, a la atmósfera en forma de vapor.
También el agua en estado sólido (nieve, hielo) puede pasar directamente a vapor y el fenómeno se llama sublimación.
La evaporación es un cambio de estado y precisa una fuente de energía que proporcione a las moléculas de agua, la suficiente para efectuarlo. De forma directa o indirecta, esta energía procede de las radiaciones solares.
Todo tipo de agua en la superficie terrestre está expuesta a la evaporación. El fenómeno será tanto más difícil cuanto menor sea la agitación de las moléculas y tanto más intenso cuando mayor sea la cantidad de agua con posibilidad de evaporarse.
Finalmente será necesario que el aire que envuelve la superficie evaporante tenga capacidad para admitir el vapor de agua. Es lo que se conoce con el nombre de poder evaporante de la atmósfera.
1.2. FACTORES QUE AFECTAN A LA EVAPORACIÓN.
Depende de:
A. Poder evaporante de la atmósfera, que a su vez está influido por: la radiación solar, la humedad del aire (cuando menor es la humedad, mayor evaporación), la temperatura (a mayor temperatura, menor humedad del aire y mayor evaporación), el viento (favorece la evaporación), presión atmosférica y altitud (a menor presión, mayor altitud y mayor evaporación).
B. Otros factores de la superficie evaporante: tipo de superficie evaporante (la máxima evaporación ocurriría en una superficie de agua libre poco profunda), temperatura (a mayor temperatura mayor evaporación) y composición química del agua (cuanto menor sea la mineralización mayor será la evaporación).
El agua subterránea también puede evaporarse, cuando el nivel freático está muy próximo al suelo. En suelos arenosos el ascenso capilar es del orden de 8 cm y en suelos arcillosos puede alcanzar hasta 25 cm.
La radiación solar, como fuente de energía para que se efectúe el proceso es un primer factor general a considerar.
La tensión de vapor depende de la temperatura, y, por tanto, la temperatura del aire y del agua influyen en la evaporación.
La velocidad y turbulencia del viento ayuda a la renovación de la masa de aire que recibe el vapor y, en consecuencia, varía su tensión de vapor, afectando a la evaporación.
La evaporación crece al decrecer la presión atmosférica, manteniendo constantes los demás factores. Por el contrario, al aumentar la altitud, decrece la evaporación. Esta aparente contradicción se explica por la mayor influencia de otros factores (temperatura del aire y del agua) en el ritmo de evaporación que la producida por el decrecimiento con la altitud de la presión atmosférica.
La pureza del agua es otra variable a considerar: para una misma temperatura decrece la tensión de vapor de un agua con el aumento de sólidos disueltos y por tanto disminuye la evaporación. Se estima en un 1% el descenso de evaporación al aumentar la concentración de sales en un 1%.
Otro grupo de factores influyentes, surgen al considerar la naturaleza y forma de la superficie evaporante: una superficie de agua libre presenta el mínimo de dificultades a la evaporación. Esta dependerá de su extensión y profundidad. Si ambas son pequeñas, los cambios atmosféricos y el terreno, tendrán una gran influencia. En superficies extensas y profundas hay menor influencia del terreno adyacente. La radiación solar calienta las capas superiores de agua, pero, no todo este calor se emplea en producir evaporación. Una parte, calienta capas más profundas y en ellas se produce un almacenaje de calor, que cuando cesa la radiación o se enfrían las capas superiores, pasa de nuevo a ellas e incrementa la posibilidad de evaporación.
La evaporación de la humedad de un suelo sin vegetación se produce en la capa superficial. Al disminuir la humedad de ésta, se produce un desequilibrio y hay una atracción de humedad subyacente, que asciende por capilaridad a la superficie, prosiguiendo la evaporación hasta que esta agua capilar se agota. El agua higroscópica en equilibrio con la humedad atmosférica no se evapora.
1.3. UNIDADES E INSTRUMENTOS PARA MEDIR LA EVAPORACIÓN.
La unidad generalmente empleada para evaluar la evaporación es el mm de altura de lámina de agua evaporada. Se emplea esta unidad con el fin de homogeneizar las medidas de las magnitudes que intervienen en el ciclo hidrológico.
A continuación se citan instrumentos para medir la evaporación:
A. La evaporación de superficies de agua libre, se mide con los atmómetros o evaporímetros. Son de cuatro tipos:
· Los estanques de evaporación tienen como principio común la medida del agua perdida por evaporación de un depósito de regulares dimensiones. Están concebidos para medir la evaporación de embalses o grandes lagos y en general se sitúan próximos a ellos. Las medidas obtenidas son, en general, superiores a la evaporación real y precisan coeficientes correctores que dependen del modelo.
Ø El estanque clase A es un depósito cilíndrico de chapa galvanizada con un diámetro de 120 cm y 25,4 cm de altura, instalado sobre un enrejado de madera, a unos 15 cm del suelo. El agua previamente medida, debe mantenerse en días sucesivos entre dos señales a 20 y 17,5 cm del fondo del recipiente. La medición se efectúa apoyando en un tubo de nivelación un tornillo micrométrico que tiene un extremo en forma de gancho cuya punta se enrasa con el nivel de agua. Al lado de este estanque siempre debe haber un pluviómetro.
Ø El estanque enterrado, tiene forma de paralelepipédica con sección recta cuadrada de lado 0,91 m. La altura es de 0,46 m. Para instalarlo se hunde en el terreno, hasta que la boca queda 10 cm sobre él. Se procura que el agua de llenado, enrase con el terreno.
Ø El estanque flotante, pretende acercarse más a las condiciones de la superficie evaporante real. Se sitúa flotando sobre el embalse o río en observación. Naturalmente existen problemas de amarraje y estabilidad.
· Evaporímetro de balanza. Es un pequeño depósito de 250 cm2 de sección y 35 mm de profundidad, lleno de agua e instalado sobre una balanza tipo pesa-cartas, en la que se hacen lecturas sucesivas para medir la pérdida de peso. La pequeña dimensión del depósito hace que sus paredes influyan demasiado en la evaporación. Tiene la ventaja de poderse usar como evaporígrafo, para registro continuo de la variación del fenómeno, si se le adaptan elementos registradores, tambor giratorio y plumilla.
· Las porcelanas porosas presentan al aire una esfera o un disco de porcelana porosa, en contacto con un depósito de agua que las alimenta ayudado por la presión atmosférica. En la práctica se utilizan, fundamentalmente, como aparatos de investigación y se han empleado en estudios de transpiración.
· Las superficies de papel húmedo. El modelo más usado, que se basa en la idea de humedecer permanentemente un papel expuesto al aire, es el evaporímetro Piché. El depósito humedecedor es un tubo graduado, que se coloca invertido con la boca libre hacia abajo. Esta tapa con un papel secante sujeto por medio de una arandela metálica. La evaporación produce el secado del papel y una succión de agua del depósito. Se mide el descenso de agua en el tubo.
B. Para la medida de la evaporación desde suelos sin vegetación se utilizan:
· Estanques lisimétricos y lisímetros.
· Parcelas experimentales.
Ambos tipos se utilizan también para medir evapotranspiración cuando el suelo esté cubierto por vegetación.
2. TRANSPIRACIÓN.
2.1. CONCEPTO.
Es el resultado del proceso físico-biológico, por el cual, el agua cambia de estado líquido a gaseoso, a través del metabolismo de las plantas, y pasa a la atmósfera.
En sentido amplio, en el concepto, se incluirá, también, el agua perdida por la planta en forma líquida (goteo o exudación), que puede alcanzar valores relativamente importantes, especialmente cuando las condiciones ambientales para que se produzca transpiración no son favorables. Asimismo debe incluirse el agua que la planta incorpora a su estructura en el período de crecimiento.
2.2. FACTORES QUE AFECTAN A LA TRANSPIRACIÓN.
En su aspecto físico, la transpiración, está influida por los mismos factores que afectan a la evaporación.
A su vez, ciertos factores meteorológicos (iluminación, temperatura, humedad del aire) condicionan la apertura de los estomas, y, por tanto influyen también de este modo en el fenómeno.
En su aspecto biológico, influye en la transpiración, la especie vegetal, edad, desarrollo y tipo de follaje y profundidad radicular.
2.3. MEDIDA DE LA TRANSPIRACIÓN.
Las cantidades de agua que vuelven a la atmósfera por transpiración, se expresan de dos maneras:
· En mm de agua, equivalentes a dividir el volumen transpirado, por la superficie cubierta de transpiración.
· Mediante un coeficiente de transpiración que expresa el cociente entre el peso de agua consumida y el peso de materia seca producida.
Los procedimientos para medir la transpiración, dada la dificultad para separarla de la evaporación física, en superficies naturales cubiertas con vegetación, son generalmente de laboratorio.
Algunos miden el vapor de agua que recoge una campana de vidrio, cerrada en su base por una hoja de la planta, por el aumento de peso de una sustancia higroscópica colocada en el interior.
Otros métodos, se basan en medir el cambio de peso de una planta por la pérdida de agua. Los fitómetros son grandes recipientes rellenos de un suelo, sobre el que se planta alguna especie vegetal. El suele se protege contra la evaporación de modo que toda la humedad desprendida provenga de transpiración y ésta se determina por pesadas sucesivas.
Los potómetros son recipientes mucho menores y que sustituyen el suelo por agua de la cual se alimenta un corte de una hoja, cuyo extremo se introduce en el agua.
3. EVAPORTRANSPIRACIÓN.
3.1. CONCEPTO.
La suma de evaporación y transpiración, y el término, sólo es aplicable correctamente a una determinada área de terreno cubierta por vegetación. Cuando ésta no existe, únicamente podrá hablarse de evaporación. Por el contrario, en condiciones naturales, y aunque el fenómeno tiene sus características propias, no es posible la ocurrencia exclusiva de transpiración.
Todos los factores que influyen en la evaporación y en la transpiración influirán, por consiguiente, en la evapotranspiración.
Desde el punto de vista práctico, dado que la evaporación depende, entre otros, de dos factores muy variables y difíciles de medir: el contenido de humedad del suelo y el desarrollo vegetal de la planta. Thornthwaite introduce un nuevo concepto optimizando ambos. Es la llamada evapotranspiración potencial o pérdidas por evapotranspiración, en el doble supuesto de un desarrollo vegetal óptimo y una capacidad de campo permanentemente completa. Será, por tanto, un límite superior de la cantidad de agua que realmente vuelve a la atmósfera por evaporación y transpiración y que se conoce con el nombre de evapotranspiración real (la que realmente vuelve a la atmósfera).
3.2. UNIDADES Y MÉTODOS PARA EL CÁLCULO DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN.
La unidad más usual para expresar las pérdidas por evapotranspiración es el mm de altura de agua, que equivale a 10 m3/Ha. La medida siempre se refiere a un determinado intervalo de tiempo.
Sin pretender una total sistematización, los métodos más aplicados, pueden agruparse del siguiente modo:
A. Métodos basados en Física teórica del microclima.
· Balance de energía.
· Perfiles de humedad y velocidad del viento.
· Flujo turbulento de humedad.
· Fórmulas semiempíricas o combinadas.
B. Medidas directas.
· Evapotranspirómetros.
· Lisímetros.
· Parcelas y cuencas experimentales.
· Perfiles de humedad del suelo.
C. Métodos empíricos (relación evapotranspiración-evaporación media en estanques).
· Fórmula de Thornthwaite.
· Fórmula de Blaney-Criddle.
· Fórmula de Makkink.
· Fórmula de Turc.
3.2.1. MEDIDAS DIRECTAS: LISÍMETROS.
Un depósito similar al evapotranspirómetro, que se llama lisímetro. En estas condiciones las medidas son de evapotranspiración real. Los intervalos de medida pueden ser tan cortos como permita, el tener una buena estimación de ∆R en ellos.
Para determinar ∆R se utilizan dos sistemas:
· Toma de muestras a distintos niveles en el lisímetro y determinación de su humedad.
· Situar el lisímetro sobre una gran báscula de sensibilidad adecuada y deducir de la diferencia entre dos pesadas sucesivas el ∆R. Estos lisímetros de báscula permiten determinaciones de evapotranspiración real en intervalos muy cortos de tiempo (una hora o menos), pero su manejo es delicado y su instalación costosa.
3.2.2. MEDIDAS DIRECTAS: PARCELAS Y CUENCAS EXPERIMENTALES.
Con parcelas y cuencas experimentales, se conservan las condiciones naturales y se evitan algunos de los efectos descritos anteriormente en Evapotranspirómetros y lisímetros.
Las parcelas experimentales tienen una superficie de algunos centenares de m2. Los mayores errores derivan del agua que escapa subterráneamente a través de los límites de la parcela. Si el substrato impermeable no es demasiado profundo puede evitarse construyendo pantallas verticales de hormigón que lleguen a él y así convertir la parcela en un monumental lisímetro con el terreno interior en condiciones naturales.
En las cuencas experimentales, con áreas de hasta 5-10 km2 y límites superficiales y subterráneos bien definidos. En este métodos tiene mayor importancia medir la escorrentía superficial con una estación de aforos en la sección transversal inferior, del cauce drenante.
Al aumentar el área de la cuenca decrece la aproximación de la estimación.
3.2.3. MÉTODOS EMPÍRICOS: FÓRMULA DE THORNTHWAITE.
Thornthwaite utiliza como variable primaria para el cálculo de evapotranspiración potencial la media mensual de las temperaturas medias diarias del aire. Con ella se calcula un índice de calor mensual, según la fórmula:
i= (t/5)1,514
y se halla el valor del índice de calor anual, I:
I= ∑i
siendo ∑i la suma de los doce índices mensuales del año considerado. Para meses teóricos de 30 días, con 12 horas diarias de sol, formula la siguiente expresión:
ε= 16(10t/I)a
ε= evapotranspiración potencial media en mm/día
t= temperatura media diaria del mes en °C
I= índice de calor anual
a= 675·10-9·I3-771·10-7·I2+1972·10-5·I+0,49239
Finalmente tiene en cuenta la duración real del mes y el número máximo de horas de sol, según la latitud del lugar, y llega a la expresión:
ETP= K·ε
donde:
ETP= evapotranspiración potencial en mm/mes
K=
N= número máximo de horas de sol, según la latitud
d= número de días del mes
ε= valor obtenido con la fórmula
3.3. ESTIMACIÓM DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN REAL A PARTIR DE VALORES DE EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL. BALANCE HÍDRICO DEL SUELO.
La evapotranspiración potencial es un límite superior de la cantidad de agua que vuelve a la atmósfera. Para determinar la evapotranspiración real debe tenerse en cuenta no sólo ese límite sino también el agua que afectivamente existe en la zona.
En esquema, un balance hídrico, para un determinado intervalo, puede plantearse así:
P= ETR + EX+ ∆R
P= precipitación
ETR= evapotranspiración real en mm
EX= excedentes de agua (escorrentía + infiltración) en mm
∆R= variación de la reserva de agua utilizable por las plantas (mm) o capacidad de campo. El valor de la reserva útil de 25 mm puede ser representativo de materiales carbonatados karstificados con algo de arcilla en el suelo y poco desarrollo de la vegetación. Una reserva de 50 a 75 mm puede ser representativa en materiales arenosos con matriz arcillosa y un valor de 100 mm es representativo de materiales con abundante matriz arcillosa.
y con la condición:
ETR≤ETP
es decir: evapotranspiración real menor o igual que evapotranspiración potencial.
· P>ETP: hay suficiente agua y ETR=ETP. El resto del agua aumenta la reserva y cuando se llene ésta, se producen excedentes (lluvia útil= P-ETR).
· P<ETP y hay reserva en el suelo: si hay reserva suficiente en el suelo, entonces ETR=ETP; consecuentemente, se disminuye la reserva y no hay excedente ni déficit. Si no hay reserva suficiente, entonces ETR<ETP; no se consume la reserva (el suelo queda sin reserva) y hay déficit.
· P<ETR y no hay reserva: entonces ETR<ETP y ETR=P. Hay un fuerte déficit.
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