Evapotranspiracion

Universidad de Santiago de Chile Depto. Ingeniería Civil en Obras Civiles Taller de Hidraulica (sem. otoño 2003) Prof. Juan Pablo Schuster V.

EVAPOTRANSPIRACIÓN Y TEMAS A FINES.

INCLUYE: A) DESCRIPCIÓN DEL FENÓMENO B) MÉTODOS DE CÁLCULO C) INFILTRACIÓN INTRODUCCIÓN 1

El ciclo que recorre el agua en la naturaleza se puede simplificar en tres procesos principales. La precipitación, cuya función es la de aportar agua desde la atmósfera, la escorrentía, que representa el agua que escurre sobre la superficie y la evapotranspiración, que consiste en la suma del volumen de agua transpirado por los seres vivos y del evaporado desde el suelo y desde la cubierta vegetal. Este último proceso permite que el agua se devuelva a la atmósfera, cerrando así el ciclo hidrológico. Precipitación y evapotranspiración se manifiestan con distinta intensidad espacial y temporal, caracterizando el clima puesto que la evapotranspiración redistribuye la energía procedente del sol. Gracias a este desfase la evapotranspiración que se produce no alcanza los niveles potenciales, entendidos como la tasa máxima a la que se podría evapotranspirar agua en condiciones óptimas de suministro, con el suelo y vegetación existente (Álvarez, 2000). Así los niveles de precipitación se mueven dentro de fracciones variables a lo largo del año, dependiendo del volumen de agua capaz de ser almacenado por el sistema. Del mismo modo, este hecho colabora en el relleno de los almacenamientos hidrológicos y permite circulación de agua por los ríos en épocas de estiaje. 1. CONCEPTOS RELATIVOS AL VAPOR DE AGUA

El agua en estado gaseoso está compuesta por el aire seco y el vapor de agua. El primero tiene una capacidad máxima de retención de vapor, que al ser alcanzada lo satura. La presión máxima que soporta el vapor se denomina presión de saturación que, para agua pura, depende únicamente de la temperatura del aire y se puede expresar entre los – 40ºC y 40ºC como:

e

as

= 611 ⋅ e

17 , 27 ⋅T 237 , 3 + T

siendo T la temperatura del aire en ºC y es, la presión de saturación del vapor en Pa. Esta ley representa el crecimiento de la presión de saturación del vapor conforme aumenta la temperatura en el aire. Además, los aumentos de la presión de vapor se traducen en aumentos de la cantidad de vapor que puede almacenar el aire. En consecuencia, a mayor temperatura, mayor cantidad de vapor de agua que podrá existir en el aire. Del mismo modo se puede obtener la temperatura mínima a la cual el aire se satura o temperatura de rocío para un determinado contenido de humedad. Ambos factores, temperatura de rocío y 1

presión de saturación, actúan como límites del comportamiento del vapor. Así el proceso de condensación, para la formación de nubes y niebla, se produce superando la presión de saturación de una temperatura dada o bien, descendiendo por debajo de la temperatura de rocío (manteniendo la presión de vapor constante). La humedad absoluta del aire (Pv) se define como la cantidad de vapor de agua por unidad de volumen de aire húmedo en kg/m3(Álvarez, 2000). El concepto más utilizado para describir la cantidad de vapor que hay en la atmósfera es el de humedad relativa, que se define como la relación entre la masa de vapor para un volumen dado de aire y la masa de vapor contenida en el mismo volumen, a la misma temperatura, pero en condiciones de saturación. Se expresa de la siguiente manera (Álvarez, 2000):

hr =

e

e

as

; correspondiendo a las condiciones de saturación un valor de 100%. 2.ANTECEDENTES SOBRE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN

La evapotranspiración de los cultivos comprende la evaporación desde el suelo y la transpiración de la planta. Ambos procesos están descritos por Espíldora et al. (1975) y se resumen a continuación: 2.1. EVAPORACIÓN DESDE EL SUELO. Proceso que depende del poder evaporante de la atmósfera, la superficie evaporante y la disponibilidad de agua. En un suelo la evaporación es función de la velocidad con que el

agua,

de

las

capas

inferiores, pueda alcanzar superficie, dada por el gradiente de potencial y la permeabilidad específica, del suelo. En suelos permanentemente saturados se puede estimar mediante el producto de un factor que depende del suelo y la evaporación desde superficies libres de agua. Se expresa como: Evap.suelo = Factor (%) * Evap.agua 100 2

Tipo Suelo

Factor

Arcillas

75 - 85

%

Limos

90

%

Arenas finas

-100

%

La evaporación desde una superficie de agua depende del gradiente de presión de vapor entre las moléculas que se evaporan y el aire circundante. Además influye la temperatura del aire, la radiación solar, los vientos y la presión atmosférica. Se mide con instrumentos instalados en terreno llamados evaporímetros, o se estima mediante métodos indirectos de cálculo. 2.2 TRANSPIRACIÓN DESDE LAS PLANTAS. Corresponde al proceso por medio del cual el vapor de agua escapa desde la planta. La transpiración comienza con la absorción de agua desde el suelo a través del sistema radicular de la planta, y continúa con el ascenso de ésta por el tallo y sistema vascular hasta llegar a los estomas de las hojas. Desde allí el proceso queda condicionado principalmente por el poder evaporante de la atmósfera. Los instrumentos utilizados para medir la transpiración son los higrómetros y fitómetros. 2.3 EVAPOTRANSPIRACIÓN. Corresponde a la composición de los procesos de evaporación desde el suelo y transpiración desde las plantas. La evapotranspiración se define como el proceso mediante el cual el agua, en estado líquido, se transforma en vapor por el aporte de energía en forma de calor. De esta manera las partículas adquieren suficiente energía para pasar al estado gaseoso. El principal aporte energético que aporta al proceso es el sol, sin embargo, existe otro factor climático, el viento, que favorece la tasa de avaporación, al batir el aire circundante y renovar la capacidad de retención de humedad del mismo (Álvarez, 2000).

3

Como la evaporación se produce desde superficies de agua, superficies expuestas de la vegetación que provocan condensación de vapor o lo interceptan, y desde suelos y materiales que contengan agua, es necesario considerar ,los siguientes factores, además de los factores climáticos ya mencionados: A) Disponibilidad del agua: cantidad de agua avaporable y el comportamiento de los suelos asociados a este contenido. Así, un suelo en capacidad de campo (con el máximo contenido de agua posible), deja evaporar agua como una superficie libre, mientras que a medida que se secan las capas superiores, el agua disponible para la evaporación depende de las fuerzas capilares que sea capaz de desarrollar el suelo. B) Composición de los suelos: el color de los suelos, contenido en materia orgánica o agua. Los colores claros favorecen la reflexión y disminuyen la evaporación, colores oscuros, favorecen la absorción de energía y aumentan la posibilidad de evaporación. C) Tipos de suelos y factores edáficos: como la textura, estructura y contenido en materia orgánica con influencia en la retención o drenaje y desprendimiento de agua, en la forma, exposición de la superficie y absorción de energía como en el caso anterior. D) Existencia de componentes disueltos: su existencia en el agua limitan la evaporación si aumentan la tensión con la que el líquido retiene a las moléculas. Estos factores inducen un grado de detalle que en algunos casos puede resultar excesivo por su variedad o falta de datos para su aplicación. Para la deducción de una formulación aplicable a una generalidad de casos, se parte entonces de una situación teórica, por ejemplo el estudio de la evaporación sobre una superficie libre de agua según factores climáticos. Los instrumentos y sistemas utilizados para medir evapotranspiración son los estanques, lisímetros, superficies naturales de ensayo y medidores de la humedad del suelo llamados tensiómetros (Gurovich, 1985). De éstos, el lisímetro es el instrumento que mide directamente la evapotranspiración. Es un aparato que consta de un contenedor relleno de suelo con las mismas características que el circundante y en el que la vegetación se puede mantener en las condiciones de consumo requeridas en cada estudio. Con esta experimentación se logra encontrar correlaciones que liguen las características del suelo y planta y el consumo, Es, por tanto, una medición de la evapotranspiración en unas condiciones de experimentación que han de 4

cuidarse, sobretodo en lo que respecta a rodear el punto de experimentación de condiciones similares a las del lisímetro en extensión suficiente. Una aproximación indirecta para conocer la cantidad de agua evapotranspirada en un lugar se obtiene mediante el desarrollo de una ecuación de balance que considere las cantidades de precipitación, escorrentía y la variación del agua del suelo. Como en cualquier modelo hidrológíco basado en el balance de masas, aparecen problemas derivados de la transmisión de errores de medida, de la simplificación realizada en los términos de la ecuación y de la influencia que en la misma tienen los periodos temporales elegidos. A pesar de esto, la consideración del balance de masas en hidrología es muy frecuente y en el caso de la estimación de la evapotranspiración, se apoya en la definición de un límite superior evapotranspirable, la evapotranspiración potencial, término acuñado por Thornthwaite, quien la definió como la cantidad de agua que se podría evaporar y transpirar cuando el consumo de agua no es limitante. A partir de entonces, diferentes autores han ido matizando el alcance de esta primera definición según los distintos aspectos que iban surgiendo. 2.4 ESTIMACIÓN Y CÁLCULO DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN. Para estimar la evapotranspiración de los cultivos se usan métodos empíricos y semi-empíricos, a base de la siguiente relación: E T = Kc * ETo ET :

Evapotranspiración del cultivo,

ETo :

Evapotranspiración potencial de un cultivo tipo. Depende solamente de las variables climáticas de la zona.

Kc :

Coeficiente de cultivo. Depende del cultivo y de su etapa de desarrollo. Según Merlet (1986) se define como: Kc =

S

:

(So)R :

1  S  1+    So 

R

Succión promedio de la zona de raíces. Parámetros que reflejan la influencia de las propiedades físicas del suelo, del clima y del cultivo.

5

La Organización para la Alimentación y la Agricultura (F. A. 0.), recomienda cuatro métodos para estimar la evapotranspiración de los cultivos, los cuales se encuentran ampliamente descritos por Doorenbos y Pruitt (1986). Además se describe un quinto método desarrollado para el país por Tosso (1975). A) MÉTODO DE THORNTHWAITE. Partiendo de una ecuación de balance, Thornthwalte desarrolló un método para estimar mensualmente la evapotranspiración potencial en la zona este-central de los EEUU, de clima húmedo con precipitaciones estivales, sobre la base de aceptar una relación directa entre la temperatura media mensual y la evapotranspiración potencial para un mes de 30 días y 12 horas de luz. Es un método simplificado, pero muy útil por la disponibilidad generalizada de los datos necesarios para su uso. Sin embargo, esta simplificación redunda en un ajuste experimenta] desarrollado para zonas húmedas que infravalora las estimaciones de evapotranspirición potencial en zonas áridas. Normalmente la evapotranspiración potencial de Thornthwaite, correspondiendo a la pérdida de agua que ocurrirá si en ningún momento falta agua en el suelo para su uso por la vegetación, se toma igual a la del cultivo de referencia para representar condiciones ideales de gasto. B) MÉTODO DE BLANEY Y CRIDDLE, Blaney y Criddle desarrollaron su método basado en estudios experimentales realizados en la zona oeste de los EE.UU. y, otros países, correlacionando el agua consumida por las plantas con el porcentaje de horas de luz, la temperatura y la duración de la estación de crecimiento en el supuesto que no haya limitaciones de agua en el suelo. Este método fue desarrollado en el año 1950, y corregido en 1964. Sin duda es el procedimiento más conocido y empleado en la práctica. Su fórmula es la siguiente:

f = p ⋅ (0,46 ⋅ t + 8,13) donde:

6

f :Evapotranspiración potencial sin corregir [mm/día] t :Temperatura media, estimada como (tmáx + tmín)/2 (º C). p:Porcentaje de horas diurnas (dependen de la latitud y el mes). Esta fórmula se debe corregir por: Humedad relativa. Min

Vientos

Radiación

(1)

(2)

(3)

Rango

Hr min % Rango

Baja media baja

Vel m/s Rango

< 20 Débil

<2 baja

20 – 50 moderado

2 – 5 media

>50 fuerte

5 – 8 alta

muy fuerte

Rad frac. <0,6 0,6 – 0,8 >0,8

>8

(1)

Humedad relativa mínima, medida entre las 14 y 16 hrs.

(2)

Velocidad del viento.

(3)

Fracción de radiación solar, estimada por la Insolación o nubosidad del cielo diurno. Se define como: (n / N) (horas reales diarias divididas por las máximas posibles de insolación).

C) MÉTODO DE LA RADIACIÓN. Este método está basado en la medición de la radiación solar y la temperatura del aire. Es adecuado especialmente para aquellas zonas en que existen antecedentes de radiación y temperatura, no así de viento o humedad. Su ecuación es la siguiente: ETo = a + b * W * Rs en que Rs:

Radiación solar [mm/día].

W:

Índice de ponderación que expresa los efectos de la temperatura media del aire y la altitud sobre la radiación recibida por la tierra. 7

a,b:

Coeficientes empíricos que dependen del viento diurno y de la humedad relativa media.

D) MÉTODO DE PENMAN MODIFICADO. Este método fue desarrollado originalmente en Inglaterra en 1948 y modificado en 1956. Se recomienda para zonas con información de temperatura, humedad, viento, y horas de fuerte insolación o radiación. Se basa en un balance energético del suelo cultivado. Penman (1956) destaca la importancia que tiene en la estimación de la evapotranspiración potencial el tipo de vegetación y su disposición sobre el suelo. Según el tipo de plantas, el gasto de agua es mayor o menor y, además, para maximizar el gasto, el suelo debe quedar totalmente cubierto de forma que todas las plantas queden expuestas a las mayores tasas posibles. Por ello se elige como plantas de referencia los cultivos herbáceos, que ofrecen la mínima resistencia al paso del agua y la interferencia entre ellos es mínima. La evapotranspiración potencial queda definida como la cantidad de agua transpirada por un cultivo herbáceo de corta altura que cubre totalmente el suelo, de crecimiento uniforme y con alimentación ilimitada de agua (Penman citado en Álvarez, 2000). Una vez introducido el concepto de cultivo de referencia en las condiciones señaladas, es posible obtener estimaciones de la evapotranspiración potencial del mismo, ETo, utilizando la formulación de Penman con la correspodiente adaptación de los parámetros de superficie, en concreto el efecto de la rugosidad del cultivo herbácea. Esta adaptación se realiza a través de ecuaciones en función de una variable climática afectada, la velocidad del viento. La fórmula que desarrolla la evapotranspiración relaciona 2 términos: el de la energía (radiación) y el aerodinámico (viento y humedad), que se presentan a continuación:

ETo = c * [ W *Rn + (1 – W) * f(u) * (ea – ed) ] ⇑ ⇑ energético

aerodinámico.

8

1) (ea – ed) : Déficit de presión de vapor. ed : Presión media real del vapor de agua. ea : Presión media saturante del vapor de agua. 2) f(u): función del viento. 3) Rn: Radiación neta. Ésta se define como la diferencia entre la radiación que entra y la radiación que sale de la superficie del suelo. Se estima como: Rn = Rns – Rnl.

en que: Rns: Radiación solar neta de ondas cortas, corresponde a la energía que llega a la superficie del suelo después de cruzar la atmósfera.

9

Rnl: Radiación solar neta de ondas largas, corresponde a la energía que escapa desde la superficie del suelo.

4) W: Factor de ponderación.. (W) incorpora la importancia del término de radiación, y (1-W) la importancia del término de humedad y el viento en la ecuación. El factor (W) depende de la temperatura media y de la altitud del lugar. 5) c:

Factor de corrección. Se aplica para condiciones climáticas extremas que no estaban consideradas en la situación en que se desarrolló el método.

E) MÉTODO DEL EVAPORÍMETRO DE BANDEJA, Este método permite medir los efectos integrados de la radiación, el viento, la temperatura, y la humedad sobre la evapotranspiración, mediante mediciones de la evaporación desde una superficie de agua libre. Consiste en la medición del descenso de niveles de la superficie libre para obtener directamente la tasa de evaporación, a través de una bandeja o tanque de evaporación La bandeja está influenciada por distintos factores que no existen en el suelo, por lo cual es necesario corregir el valor medido por un coeficiente de bandeja, así se tiene que: ET =Kp * E bandeja El coeficiente Kp depende del tipo de cubeta, del medio circundante a la cubeta, de la humedad relativa media y de velocidad del viento, coeficiente variable entre 0,7 y 1, que corrige el efecto derivado del tipo de tanque utilizado y el de escala entre la evaporación dada en una superficie reducida y la extrapolada sobre grandes superficies de agua. Siendo Eo, la tasa de evaporación en mm/día. Eo =α * ∆h Donde α es el coeficiente corrector y el ∆h el descenso de niveles en mm/día. Estos resultados se suelen extrapolar entre distintas zonas dentro de una escala temporal anual e incluso mensual, pero no a escalas menores ya que aparecen inconsistencias fruto de fenómenos locales (Álvarez, 2000). F) MÉTODO DE JENSEN-HAISE. 10

El método de Jensen-Haise está basado, en la información básica procedente de la temperatura media mensual, T, y la radiación solar, Rs, además de incluir en su versión modificada factores relativos a las presiones de vapor correspondientes a las temperaturas máximas, eT, y mínima del mes más caliente del año, et, y una corrección por altitud, h: ETP = f (T, Rs, eT, et, h) Este método es utilizado para estimaciones entre 5 días y el mes. G) MÉTODO DE TOSSO. Fue elaborado en Chile por Tosso (1975), a base de una correlación entre la evaporación de bandeja y una serie de parámetros. El método usa la evaporación de bandeja como un índice de la evapotranspiración potencial, por lo tanto los coeficientes de cultivos necesarios para llegar a la evapotranspiración de los cultivos son diferentes. La fórmula tiene la siguiente expresión: Ep = Kp * RE * CTM * CHR * CV * CTD * CEL * CP en que: Kp

: 0.328

RE

: Radiación extraterrestre en unidades de evaporación, depende de la latitud y el mes,

CTM

: 0.12 + 0,92 * (TM/15) - 0.04 * (TM/15)2

TM

: Temperatura media (ºC)

CHR

: 1.13 - 0,13 * (HR/ 0,7)2

HR

: Humedad relativa media mensual durante el día [fracción decimal,

CV

: 0.41 + 0.92 * (V/ 10) – 0,33 * (V/ 10)2 = 1,06 si V >14.

V

: Velocidad del viento a 10 m de altura [km/hr]

CTD

: 0.72 + 0.28 * (TD/15)2

TD

: Diferencia entre la temperatura máxima y mínima media mensual (ºC). 11

CEL

: 0.94 + 0.06 * (EL/1000)

EL

: Elevación [m.s.n.m.]

CP

:1.05 - 0.05 * (P/100)

P

: Precipitación media mensual [mm]. A continuación se resumen los antecedentes necesarios para utilizar cada uno de los métodos

descritos. 1Método

Temp.

Hum.

Rad.

media

rel .

solar

Nub,

Vie.

Ins.

Evap.

Blaney y Criddle

+

+

-

*

*

*

-

De la Radiación

+

+

*

-

*

+

-

Penman modif..

+

+

*

+

+

*

-

Evap. de Bandeja

-

+

-

-

*

-

+

Tosso

+

+

-

-

+

-

-

#: además de Temp. máx. temp. min., altitud, precipitación. +: necesaria, no se puede estimar *: se puede estimar o utilizar para estimar otra variable -: no es necesario

2.5 COMPARACIÓN DE LOS MÉTODOS DESCRITOS. Las principales ventajas, desventajas y diferencias de cada método se describen a continuación: A)

Método de Blaney y Criddle, 12

- Se recomienda su uso cuando sólo se dispone de datos de temperatura. - Aplicable a periodos largos, y en lo sucesivo no inferiores a un mes. - No es recomendable para lugares altos, con temperaturas mínimas diarias muy bajas. - El método presenta dificultades para obtener coeficientes de consumo al depender del clima, tipo de suelo, agua disponible para el cultivo, indicaciones del consumo, rendimientos de las cosechas, crecimiento y, exposición de la planta, que varían de un lugar a otro, por lo que se recomienda una experimentación de ajuste en situ (Álvarez, 2000). Observación: Los métodos basados en la temperatura como el de Thornthwaite o la variante de Blaney-Criddle dan infraestimaciones en climas áridos y sobreestimaciones en los húmedos por lo que suelen necesitar de ajustes locales.

b) Método de la Radiación. - Su uso es recomendable cuando se tienen antecedentes de radiación y temperatura del aire, no así de viento y humedad. - Adecuado para lugares altos, islas pequeñas, climas húmedos, zonas ecuatoriales, pero se producen infraestimaciones en climas áridos, etc. - El coeficiente W de su fórmula, elimina el efecto de los ciclos estacionales de la radiación solar y la ETo. c) Método de Penman Modificado. - Se basa en un balance de 1a energía que realmente queda en el suelo a disposición de la planta para su crecimiento. - Sin duda es el método más exacto para medir evapotranspiración, pero tiene como contrapartida la abundante cantidad de información de la cual se debe disponer. - Este método da buenas estimaciones en zonas húmedas y áridas, aunque en las húmedas puede sobreestimar los resultados. En general, se debe tener cuidado especial con el manejo de las variables involucradas en le método y sus valores representativos dentro de la escala temporal escogida y la distribución de sus valores en el día. 13

d) Método del Evaporímetro de Bandeja, - El evaporímetro mide evaporación desde una superficie de agua, la cual, comparada con una superficie de cultivo, tiene diferencias de reflexión de radiación de un 5% a un 25%. -.Las aguas evaporan casi igual cantidad de agua de día como de noche, ya que acumulan el calor diurno, mientras que las plantas evaporan alrededor de un 95% durante las horas diurnas. - El instrumento puede ser afectado por turbulencias de aire alrededor de las cubetas, que hacen cambiar la temperatura y la humedad en la cubeta con respecto a su zona inmediata. - La ETo depende fuertemente del medio que rodea a la bandeja (cultivos o barbechos). De igual forma que de las condiciones de instalación y operación de esta. e) Método de Tosso, - Utiliza sólo parámetros con valores medios mensuales, lo cual facilita la obtención de la información. - Tiene el inconveniente que estima una ETo distinta, la que es igual a la evaporación de bandeja y por lo tanto los coeficientes de cultivos que utiliza son diferentes. - Es un método totalmente empírico, desarrollado ajustando un modelo matemático que correlaciona un conjunto de variables medidas. - Es el único método de los citados que incorpora precipitación como parámetro de cálculo.

Comentario : La FAO recomienda la formulación Penman Monteith, que es una variante del máetodo de combinación de Penman, despues de contrastar sus resultados por el mundo con mediciones en lisímetros. Se diferencia de la primitiva formulación de Penman en que incluye los términos de radiación y factores aerodinámicos para poder considerar la resistencia aerodinámica, a los flujos de calor sensible y vapor, latente de vaporización, y la resistencia de la planta a la apertura de los estomas, al flujo de vapor, función del tipo de planta y humedad disponible para la planta. 14

2.6 LIMITACIONES DE LOS MÉTODOS DE CÁLCULO Al considerar los métodos de cálculo de la evapotranspiración, es necesario poner atención en el manejo de variables, en su medición y en su aplicación dentro de las hipótesis de cálculo. Los métodos contemplan como hipótesis el régimen permanente de los flujos de vapor y calor en unas condiciones ideales que en la naturaleza difícilmente se dan. Las variables climáticas de las que se hace depender la evapotranspiración dependen a su vez de ésta en condiciones no permanentes, de tal forma que el proceso sufre una realimentación que hace que debamos contar con cierta incertidumbre en las estimaciones realizadas. El problema principal para la aplicación de los métodos es la falta de registros sobre las variables climáticas. Si se dispusiera en el punto de estimación de la completa gama de variables climáticas involucradas en el fenómeno no tendría más que aplicar el mejor método para dar la máxima fiabilidad en los resultados. Sin embargo, esto no suele ser posible ya que normalmente se cuenta con escasos datos climáticos (Álvarez, 2000). A este problema se añade la experimentación y ajuste de métodos al uso bajo climas y zonas concretas, por tanto se debe elegir en cada caso el método a aplicar, en función de los datos disponibles y, de la fiabilidad del método bajo esas condiciones climáticas. Para poder elegir cuál de los métodos indirectos da mejores resultados bajo unas condiciones climáticas, se ha de recurrir inicialmente a los registros del lisímetro más cercano y compararlos con la aplicación de los diferentes métodos. Como no suele ser habitual disponer de una campaña de medición de este tipo, el método de estimación de referencia, a tenor de las indicaciones de FAO, puede ser el que se apoya en los datos de evaporación recogidos del tanque. De acuerdo a la evolución temporal de estas estimaciones, se puede seleccionar con carácter regional cuál es el método indirecto de estimación de la evapotranspiración potencial que mejor se ajusta bajo determinadas condiciones climáticas (Álvarez, 2000). 3. AMPLIACIÓN DE ESTADÍSTICAS PLUVIOMÉTRICAS Y FLUVIOMÉTRICAS.

3.1 SERIES DE PRECIPITACIÓN. A) Corrección.

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El método de las Curvas Doble Acumuladas (CDA) descrito por Benítez (1974), permite comprobar la consistencia de las estadísticas pluviométricas anuales o por temporadas. Mediante un gráfico que compara la precipitación acumulada de la estación de estudio, con la precipitación acumulada de una estación patrón homogénea y de amplia estadística, para el mismo periodo de tiempo de medición. El patrón de precipitación se calcula promediando la estadística registrada en varias estaciones de una misma zona. Este patrón debe contener todas estaciones que sean factibles, comprobándose previamente la consistencia de cada una con él. Para proceder a la corrección de una estadística, debe comprobarse que la tendencia de la curva CDA manifieste un cambio claro en un periodo superior a 5 años puesto que podría tratarse de una variación inerte para la aleatoriedad de los antecedentes hidrológicos. Existen 2 causales para proceder a corregir: un quiebre, o un desplazamiento paralelo de la curva CDA (ver figura 2.2).

Un quiebre indicaría algún cambio en el procedimiento de medición, en la ubicación y/o exposición del instrumento. Para su corrección se utiliza la siguiente expresión : Pa = [ Ma / Mo ]* Po Pa.

Valor de precipitación corregido.

Po

Valor de precipitación observada.

Ma

Pendiente de la recta durante el periodo más reciente. 16

Mo

Pendiente de la recta cuando Po fue observado. Un desplazamiento paralelo, supone un error debido a datos mal medidos en la estadística del

año en que se produce el desplazamiento. Para corregir se procede a sumar o restar este desplazamiento al registro erróneo. B) Extensión y relleno. Cuando se dispone de estadísticas de corta longitud, es posible ampliarlas mediante correlaciones o las CDA. La correlación busca establecer una relación entre la estadística de la estación a ampliar y una estación de régimen pluviométrico similar y con estadística más amplia (estación base). Se establece una curva de regresión, que permite estimar las precipitaciones de los años faltantes . La curva doble acumulada de una estación versus un patrón de precipitación de largo periodo, permite ampliar la estadística de esta estación mediante la siguiente expresión: Px = M * Pp

Px :

Precipitación desconocida en estación de estudio.

Pp :

Precipitación patrón conocida.

M:

Pendiente de la CDA para las respectivas estaciones. En caso de utilizar una estación de régimen pluviométrico similar y de mayor longitud que

la que se desea ampliar, es preferible construir curvas con respecto a un patrón común de tal forma de corregir de la siguiente forma: Px = [Mx / Ma] * Pa Px :

Precipitación no medida en estación de estudio.

Pa :

Precipitación medida en la estación A (vecina).

Mx :

Pendiente de la CDA de la estación de estudio y patrón.

Ma :

Pendiente de la CDA de estación A (vecina) y patrón.

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Cuando no se dispone de estadísticas completas, éstas se rellenan utilizando las precipitaciones simultáneas de algunas estaciones contiguas a la incompleta, correlacionándolas mensualmente con la estación a rellenar.

3.2 SERIES DE CAUDALES. El análisis y consistencia de los datos fluviométricos puede hacerse primeramente a base deestadísticas fluviométricas y complementariamente a base de estadísticas pluviométricas. a) Análisis. Los registros de caudales deben ser analizados en su consistencia antes de ser utilizados. Las inconsistencias pueden deberse a cambios en los métodos de recolección de información, cambio de ubicación de la sección de aforo, etc.. Estas anomalías pueden detectarse mediante las mismas curvas doble acumuladas de las precitaciones. Con la única diferencia que los caudales deben convertirse a gastos por unidad de área. b) Extensión y relleno. Generalmente para ampliar la estadística se utilizan correlaciones. La estación base para la correlación debe tener características climáticas y de drenaje similares a la estación de estudio. También es importante la relación de tamaño entre las cuencas, puesto que influye en la distribución de los caudales. c ) Extensión utilizando estadísticas de precipitación. Existen fórmulas que relacionan la precipitación ocurrida en un cierto periodo sobre la cuenca afluente a un punto, con el caudal escurrido por ese mismo punto. Las relaciones precipitación – escorrentía, predicen la escorrentía a partir de los factores climáticos y fisiográficos de la cuenca. Estas relaciones sólo permiten determinar la escorrentía media anual. Para los caudales mensuales se utilizan regresiones , las cuales mediante procedimientos estadísticos permiten relacionar los caudales generados por una cuenca, con las precipitaciones ocurridas en un lugar cercano a ellas.

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4. BALANCE HÍDRICO:

La tasa de riego puede ser definida en términos físicos a través de un balance hídrico (Hille, 1972 citado por Quiroga, 1987), el cual se expresa como sigue: z

IRR + P – Es – ETc – Vz = ∫ S * dz o

Donde: IRR: agua aplicada como riego. P : precipitaciones. Es: escurrimiento superficial. ETc: evapotranspiración del cultivo. Vz: flujo neto a la profundidad neta. S : contenido de humedad volumétrico. Z : profundidad.

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A continuación se explican los principales factores que intervienen en el balance. 4.1 INFILTRACIÓN: La infiltración acumulada corresponde a la altura de agua total acumulada infiltrada en un tiempo dado. Se mide en unidades de volumen por unidad de superficie (cm3 / cm2). La velocidad de infiltración es por lo tanto la variación de la infiltración acumulada así:

V (t) = dI / dt La velocidad de infiltración, disminuye en el tiempo, hasta que se estabiliza y se denomina infiltración básica, cuya variación tiene la forma de la FIG 2.4.

Para representar los parámetros anteriores, existen diversas relaciones matemáticas, siendo el clásico la ecuación de Kostiakov, (citado por Quiroga, 1987). I = K * ta donde K, a, son coeficientes empíricos. Para determinar experimentalmente estos parámetros se utiliza el método del cilindro infiltrómetro. El cual consiste en un cilindro metálico de 40 cm. de diámetro, enterrado unos 10 cm. en el suelo, al igual que un cilindro exterior de mayor diámetro. La infiltración se mide como la variación de la altura de agua por unidad de tiempo. 20

4.2 RETENCIÓN DE HUMEDAD. La cantidad de agua retenida en un suelo, depende de su porosidad, de la distribución del tamaño de los poros, además de la presión capilar del agua en su interior. La relación entre la cantidad de agua retenida en un suelo y la presión capilar, se representa por una curva de entrega o de desorción (FIG. 2.5). Esta curva posee 2 regiones de especial interés agrícola como son: la capacidad de campo y el punto de marchitez permanente.

La capacidad de campo, representa el contenido de agua al cual el nivel de humedad en el suelo comienza a permanecer relativamente constante, mientras que la presión capilar continúa aumentando. Se define como el contenido de agua de un suelo sometido a una presión de 0,33 bares. A nivel de campo corresponde al agua que el suelo es capaz de retener contra la gravedad.

21

El punto de marchites permanente es el contenido de humedad al cual las plantas permanecen marchitas. Este punto varía con el tipo de cultivo y las condiciones atmosféricas, generalmente se define, como el contenido de humedad del suelo a una presión de 15 bares. La capacidad de retención queda definida como la diferencia entre el agua retenida en la zona de raíces a capacidad de campo, y el punto de marchites permanente. C R = (CC - PMP) * Dap * Praiz

Donde: CC: Capacidad de campo [peso de agua / peso suelo seco] PMP

: Punto de marchites permanente [peso de agua / peso suelo seco]

Dap

: Densidad aparente [peso suelo seco / volumen total suelo]

Praíz

: Profundidad efectiva de raíces.

4.3. TEXTURA. La información más importante para conocer un suelo de aptitud agrícola, es la distribución del tamaño de las partículas, concepto referido como textura. Las proporciones de los tamaños de las partículas son representados por el número relativo de partículas dentro de una determinada clase o bien por el peso relativo de cada clase. Esta distribución tiene importancia en la permeabilidad y capacidad de almacenamiento del suelo. El U.S.D.A., separa las partículas en tres rangos: TIPO

TAMAÑO [ mm 1

Arenas

> 0.05

Limos

0.002 - 0,05

Arcillas

< 0.00-2

Según el porcentaje de cada tipo de partículas, se determina la clase textural de un suelo (ver FIG 2.6 siguiente).

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4.4 PRECIPITACIÓN INFILTRADA. Corresponde a la precipitación que se infiltra en el suelo, es decir, la precipitación total menos la escorrentía superficial. Su estimación se realiza mediante el método descrito en el Drainage Manual (1984) . En el cual la infiltración se expresa como: I = P - (P - 0.2 * S)2

?

(P- 0.2 *S) >0

?

(P - 0,2 *S)< 0

(P + 0.8 *S) I=P I:

Infiltración ( pu1g/día)

P:

Precipitación (pulg/día)

S:

Retención potencial de agua por el suelo en la zona de raíces, al comienzo de la lluvia.

S:

1000/CN - 10

CN:

Corresponde a un coeficiente que depende de la capacidad de infiltración, humedad previa, tipo y forma de cultivo aplicado al suelo, los cuales se explican a continuación:

a) Capacidad de Infiltración.

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Los suelos se clasifican en cuatro clases según su velocidad de infiltración estabilizada: Clase

Tipo de suelo

Velocidad de Infiltración estabilizada [mm/hr]

A

arenoso profundo

> 45

B

arenoso superficial

30 - 45

textura media C

superficial, textura

15 - 30

media a fuerte D

Arcilloso superficial

0 - 15

con capa dura

b) Humedad Previa. Corresponde al agua que contiene el suelo al comienzo de la precipitación, el suelo puede variar su estado entre húmedo y seco, es decir, cercano a la capacidad de campo o al punto de marchites permanente respectivamente.

c) Tipo de Cultivo. La infiltración depende de la vegetación existente, distinguiéndose las siguientes superficies: - Huertos, Pastos, Cereales y alfalfa, Surcos, Barbechos. Con estos tres parámetros se utiliza la FIG.2.7 para obtener el coeficiente CN. El Drainage Manual (1984), recomienda considerar una lluvia, como la suma acumulada de todos los días consecutivos en que se produce precipitación. La infiltración diaria, se calcula como la diferencia de las infiltraciones acumuladas para una lluvia.

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