Trabajo Práctico Nº 4: Balance Hídrico
EVAPORACION – EVAPOTRANSPIRACION El agua es evaporada desde las superficies libres de agua o incorporada a la atmósfera por la transpiración de suelos y las plantas (esta última es muy significativa; por ejemplo, un solo manzano, durante un período de vegetación activa de 6 meses, puede lanzar al aire 6.800 litros de agua). Al elevarse, el aire húmedo se enfría lentamente, cuando por el continuo enfriamiento se satura aparecen las nubes y, según el desarrollo que éstas alcancen, se produce la precipitación. Este eterno proceso de evaporación, condensación y precipitación se denomina CICLO DEL AGUA. Precisamente la evaporación y transpiración (pérdidas de agua del suelo) y la precipitación (fuente de agua para el suelo) son dos elementos desencadenantes en el balance hídrico del suelo.
Analicemos un poco más el ciclo hidrológico en el continente: Para ello, tomemos como unidad de análisis una cuenca hidrográfica cualquiera; haciendo un corte transversal de la misma:
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Si hace mucho que no llueve y no obstante hay agua en el río ¿de donde proviene esa agua? Proviene de la zona de saturación o napa freática que es una zona de almacenamiento del agua en profundidad. De esta forma, si no llueve la napa freática se irá empobreciendo (conteniendo menor cantidad de agua) y la superficie freática comenzará a descender, lo que producirá una disminución del nivel del río. Si la misma napa freática baja mas allá del lecho del río, éste se seca. Cuando la napa freática no desciende el nivel freático el río es permanente y nunca presenta su cauce seco.
¿ Que ocurre si llueve? El agua que precipita en el área de la cuenca, no toda llega al suelo de la misma manera sino que parte es interceptada por la cubierta vegetal. Si esta es muy densa, puede ocurrir que prácticamente no llegue nada de agua al suelo, sobre todo si la precipitación no es muy prolongada. Si alcanza el suelo, superada la capacidad de interceptación del follaje, el agua tiende a infiltrarse. Si la intensidad de la precipitación es menor que la capacidad de infiltración, toda el agua se infiltra. ¿ Que ocurre con esa agua? Sobre ella actúan dos fuerzas: 1) Intermolecular, que hace que el agua infiltrada forme una película liquida alrededor de las partículas del suelo. Esta agua pelicular es función de la textura del suelo. Se define, entonces, la “capacidad de campo” del suelo, como la máxima cantidad de agua pelicular que puede contener el suelo contra la fuerza gravitatoria. Las plantas utilizan esta agua pelicular para su alimentación. 2) Gravitatoria, que hace penetrar al agua en el suelo (Percolación). Cuando se colma la capacidad de campo, el agua percola y llega hasta la napa freática lo que produce un ascenso del nivel freático, que se traduce en un aumento del nivel del río. Como estos procesos son muy lentos, el crecimiento del río puede ocurrir tiempo después de que se produce la precipitación. El río no crece prácticamente por precipitación directa sobre él, pues su superficie es pequeña. No obstante, si la intensidad de infiltración del suelo es menor que la de precipitación, se produce el escurrimiento superficial del agua. 2
Este escurrimiento se ve entorpecido por los obstáculos que ofrece la superficie de la cuenca, si bien el crecimiento del río no es inmediato, su desfasaje en general es pequeño. La cobertura vegetal dificulta el escurrimiento directo y favorece la infiltración. Cuando el nivel del río asciende por encima del nivel freático, se invierte el gradiente hidráulico. Supongamos que cesa de precipitar. Hay pérdidas de agua por evaporación desde espejos libres de agua, suelo saturado y por transpiración de la cobertura vegetal. De ahí que en los casos de grandes precipitaciones, la evaporación y evapotranspiración es máxima. Los procesos de pérdida de agua del suelo y su follaje pueden ser: 1) Desde el agua interceptada por la cobertura vegetal (Evaporación). 2) Desde los espejos de agua del suelo (Evaporación). 3) Desde la superficie del suelo de la cuenca (agua pelicular) (Evaporación). 4) Cuando la napa freática esta cerca de la superficie, por fenómenos de capilaridad, puede evaporarse agua directamente desde la napa freática (Evaporación). 5) Por transpiración del suelo y las plantas (Evapotranspiración).
EVAPORACION
EV = C (ew – ea) C: Función que involucra el factor viento, la presión barométrica, etc. ew: Tensión de vapor de la película de aire saturado, contigua a la superficie evaporante. ea: Tensión de vapor del aire. Medición: Se realiza por medio de evaporímetros, que no son más que recipientes que se llenan de agua; de esta forma, se observa la diferencia del nivel de H2O al cabo de un cierto intervalo de tiempo. Hay una gran variedad de ellos, el Servicio Meteorológico Nacional utiliza el de tipo “A”.
Normalmente, los evaporímetros, miden una evaporación mayor que la real, de ahí que se les aplique un coeficiente de reducción a las mediciones. Para el tipo “A”, utilizado por el S.M.N., es de 0,7.
EVAPORACION DESDE EL SUELO El elemento mas comúnmente usado para medir la evaporación desde el suelo es el Lisímetro. Hay varios tipos. El principio básico es:
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Por diferencia entre el agua precipitada y la colectada se deduce la evaporada. La tierra de la cámara debe estar saturada para que no haya pérdidas de almacenamiento. Este tipo de evaporación se produce en los suelos en una capa de 20 a 30 cm. de espesor debajo de la superficie.
TRANSPIRACION Es una forma de evaporación a través de las plantas. Está regida por las mismas leyes físicas que la evaporación pero con una diferencia sensible: sólo ocurre cuando hay actividad fotosintética de la planta (durante el día). El instrumental utilizado para medirla se denomina Fitómetro o Transpirómetro.
EVAPOTRANSPIRACION El compendio de la evaporación desde el suelo y la transpiración de las plantas se denomina EVAPOTRANSPIRACION, y está gobernada por:
Factores meteorológicos Factor suelo Factor planta
Evapotranspiración potencial (ETP): es la máxima evapotranspiración posible bajos las condiciones existentes, cuando el suelo está abundantemente provisto de agua (colmada su capacidad de campo) y cubierto con una cobertura vegetal completa. Este parámetro se calcula. Evapotranspiración real (ETR): es la evapotranspiración que ocurre en condiciones reales, teniendo en cuenta que no siempre la cobertura vegetal es completa ni el suelo se encuentra en estado de saturación. Este valor se mide, si bien hay formulas que permiten evaluarlo.
PROCEDIMIENTOS PARA ESTIMAR LA ETP La pérdida de agua desde la tierra hacia la atmósfera, por medio de la transpiración de la vegetación y de la evaporación directa, constituye una parte importante del problema del balance de agua. Sin embargo, la medición directa de esos factores resulta ser extremadamente dificultosa, y es precisamente esta dificultad la que ha llevado a desarrollar un número de fórmulas tendientes a estimar la pérdida de agua, directamente de los datos meteorológicos. Así, numerosos científicos de todo el mundo, han trabajado sobre este tema aportando un sinnúmero de formulas matemáticas: 4
Penman-Inglaterra-1948, Thornthwaite-EEUU-1948, Turk-Francia-1954, Blankey y Criddle-1950, Papadakis-Argentina-1961, etc.
Sharov-Rusia-1959,
Todas estas fórmulas pueden ser agrupadas en 3 categorías principales: 1. Aquellas que involucran el flujo de vapor de agua. 2. Aquellas que utilizan el balance de calor de la superficie evapotranspirante. 3. Aquellas que usan una relación empírica determinada entre la ET y uno o más parámetros meteorológicos. Ninguno de estos métodos provee una solución completamente adecuada a los problemas de evapometría dado que ninguno está libre de suposiciones, constantes arbitrarias o dificultades técnicas de observación y medición. A pesar de las deficiencias, un numero de trabajadores ha sostenido que estos métodos permiten al climatólogo estimar la ET total con una mayor exactitud que lo que pueden lograr los especialistas en suelos, midiéndola. El método de Thornthwaite fue desarrollado a partir de datos de precipitación y escorrentía para diversas cuencas de drenaje. El resultado es básicamente una relación empírica entre la ETP y la temperatura del aire. A pesar de la simplicidad y las limitaciones obvias del método, funciona bien para las regiones húmedas. No es necesariamente el método más exacto ni tampoco el que tiene las bases teóricas más profundas. Por el contrario, probablemente esas características corresponden a aquellas que involucran flujo de vapor y balance de calor. Entre las diferencias más notorias del método de Thornthwaite se encuentra la suposición de que existe una alta correlación entre la temperatura y algunos de los otros parámetros pertinentes tales como radiación, humedad atmosférica y viento. Mientras que tales limitaciones pueden ser poco importantes bajo ciertas condiciones, a veces pueden resultar relevantes. Thornthwaite y Mather, quienes conocieran que la radiación solar y la turbulencia atmosférica son factores de importancia en la ETR, han establecido que el problema de desarrollar una f órmula para la ETP permanece aún sin resolver. Los métodos que incluyen flujo de vapor y balance de calor requieren datos meteorológicos que, o no son medidos o son observados en pocos puntos, muy espaciados. Por el contrario, la fórmula empírica de Thornthwaite puede ser usada para cualquier zona en la cual se registran la Temperatura máxima y Temperatura mínima diarias. La formula de Thornthwaite es la siguiente:
ETP= 16 (10T/I)
a
Donde: ETP: evapotranspiración en mm. I: índice calórico, constante para la región dada y es la suma de 12 índices mensuales i, donde i es 1,514 función de la temperatura media normal mensual [i: (t/5) ]. T: temperatura media mensual (no normal) en ºC a: exponente empírico, función de I -7 3
-5 2
-2
a = 6,75.10 I -7,71.10 I + 1,79.10 I + 0,49239
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Calculo del índice calórico I En la Tabla 1 se encuentran tabulados los valores de i. Al entrar en la misma con la temperatura mensual media, se obtiene para cada mes un valor de i. La suma de dichos i representa el valor de I I = iene+ ifeb + imar +......+ i dic
Construcción del nomograma La solución matemática de la ecuación de ETP se torna algo complicada por el exponente a. Por esa razón es posible construir un gráfico que facilita su cálculo. Vimos que: ETP: 16 (10T/I)
a
Si aplicamos logaritmos:
Log ETP = log 16 + a (log 10 + log t – log I) Esta ecuación se puede representar mediante una recta si se usa papel doble logarítmico (Figura 1). Sobre el eje de las abscisas se colocan los valores de evapotranspiración potencial, y sobre el de las ordenadas, los de la temperatura media mensual. Para ello, necesito 2 puntos: A) Es el punto de convergencia de todas las rectas correspondientes a cualquier lugar
ETP = 135 mm t = 26,5ºC
B) Sale de considerar: I = 10 t, con lo cual
ETP = 16 mm t = I/10 (ºC)
De esta forma se obtiene una recta. Al entrar en el nomograma con el valor de la temperatura media mensual, se obtienen los valores de la ETP mensual. En el caso de que la temperatura mensual > 26,5ºC, el valor de ETP se obtiene directamente por medio de la Tabla 2. Finalmente, se procede a corregir el valor de ETP en base a la duración del mes y longitud del día. (porque la fórmula presupone un mes tipo de 30 días, de 12 horas diarias de heliofanía posible). Para ello, se utiliza la Tabla 3.
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EJEMPLO PRACTICO ESTACION BARILOCHE AERO Período 1951-1960 Latitud S 41° 06’ Longitud W 71° 10’ Altitud 836 mts.
Mes Ene Feb Mar Abr May Jun T° 14,5 14,4 12 8 5,6 2,9 P 37 12 28 51 141 89
Jul 2,3 143
Ago Sep 2,9 4,7 104 51
Oct 7,8 23
Nov Dic Año 11,2 13,8 8,3 16 22 717
Cálculo de Indice Calórico Anual (I) En la Tabla 1, se encuentran tabulados los valores i. Al entrar en la misma con temperatura mensual media, se obtiene para cada mes un valor de i, como se observa a continuación. La suma de dichos valores i nos da el valor de I.
Ene 5,01
Feb 4,96
Mar 3,76
Abr 2,04
May Jun 1,19 0,44
Jul 0,31
Ago 0,44
Sep 0,91
Oct 1,96
Nov 3,39
Dic 4,65
I 29,06
Para realizar el nomograma: Se hará la representación de la ecuación de evapotranspiración en papel doble logarítmico. Los puntos que definen la recta son: 1) t = 26,5 °C etp = 135 mm (punto de convergencia de todas las rectas) 2) t = I/10 = 29,06 / 10 = 2,9 °C etp = 16 mm Ver Figura 1. Al entrar en el nomograma con el valor de la temperatura mensual, se obtienen los valores de la ETP mensual.
Si t > 26,5 °C entonces el valor de ETP se obtiene de la Tabla 2.
Aplicando la fórmula: ETP = 16 (10T/I)
a
3
2
a = 0,000000675 I – 0,0000771 I + 0,01792 I + 0,49239 Se calcula el exponente a y se aplica la fórmula para cada mes.
ETP sin ajustar
Ene 75
Feb 74
Mar 63
Abr 43
May 30
Jun 16
Jul 13
Ago 16
Sep 26
Oct 42
Nov 59
Dic 72
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ETP ajustada Mediante la Tabla 3, se procede finalmente a corregir el valor de ETP en base a la duración del mes y longitud del día. Para ello, entrando con la latitud de la estación y el mes correspondiente se obtiene un factor que, multiplicado por ETP mensual da la evapotranspiración ajustada.
Ene 96
Feb 78
Mar 67
Abr 40
May Jun 26 12
Jul 11
Ago 15
Sep 26
Oct 48
Nov 71
Dic 94
Año 584
BALANCE HIDRICO El conocimiento de la evaporación potencial de un lugar, del que se tienen registros de precipitación, permite establecer su balance hídrico anual. En esta forma es posible conocer la cantidad de agua que realmente se evapora desde el suelo y transpiran las plantas en ese lugar, la cantidad de agua almacenada por el suelo y la que se pierde por derrame superficial y profundo. Como la evapotranspiración y la precipitación son dos elementos climáticos independientes, su marcha anual difícilmente coincide en un mismo punto de la tierra, por lo que en algunos lugares existen períodos en los cuales la necesidad de agua está ampliamente satisfecha por las lluvias y otros en los que se carece de las cantidades de agua requerida. De esta manera, habrá meses con agua suficiente y meses en que se registre exceso o deficiencia de agua en forma manifiesta. También pueden ocurrir casos extremos en que durante todo el año las precipitaciones sobrepasen las necesidades de agua o viceversa. Para calcular el balance hídrico medio anual de una localidad (Bariloche Aero), se consideran la evapotranspiración potencial ajustada y la precipitación.
Mes Ene Feb P 37 12 ETPaj 96 78 -59 -66 ∆ Alm 0 0 Def -59 -66 Ex 0 ∆ Alm 0 ETR 37 12
Mar 28 67 -39 0 -39 0 28
Abr May Jun 51 141 89 40 26 12 11 115 77 11 100 100
11 40 R
26 89 26 R
77 0 12
Jul 143 11 132 100 132 0 11
Ago Sep 104 51 15 26 89 25 100 100 89 0 15
25 0 26
Oct 23 48 -25 75
-25 48 U
Nov 16 71 -55 20
-55 71 U
Dic 22 94 -72 0 -52 -20 42 U
Año 717 584
216 349 368
P: Precipitación ETPaj: Evapotranspiración Potencial Ajustada ∆: Diferencia entre precipitación y evapotranspiración. Alm: Almacenaje de Agua Util Def: Déficit Ex: Exceso ∆ Alm: Variación de Almacenaje de Agua Util ETR: Evapotranspiración Real R: Reposición U: Utilización
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En primer lugar se verifica rápidamente si la ETP supera o no a la precipitación en el período considerado. ( ETP=584 y P=717) Se va al mes en el que finaliza el período de ∆ positivo (o negativo, según fuera el caso), -Setiembre- y se adopta Almacenaje de Agua Util (Alm) igual a 100 (ó 0, si ETP
ETP y se comienza a reponer humedad en el suelo (0 + 11) En Mayo, ∆=115, por lo que 11 + 115= 126. Cómo el máximo valor de Almacenaje es 100, 26 corresponde a Exceso. (Es decir que de los 115, 89 se utilizan para reposición de humedad hasta completar 100 y el resto es exceso, que escurre o infiltra) . Desde Junio a Septiembre, los valores de ∆ corresponden a Excesos, cerrando el balance al verificarse que en Septiembre, el Almacenaje da 100, tal como se supuso. En caso que no sea así, se parte del último valor calculado, realizando nuevamente toda la operación, y así sucesivamente hasta que haya plena coincidencia. El Balance Hídrico puede verificarse aplicando la siguiente fórmula: ETP + Ex = P + Def 584 + 349 = 717 + 216 933 = 933
Cálculo de la Variación de Almacenaje de Agua Util ( Alm): Es el resultado de la diferencia entre en valor de almacenaje de agua útil del mes considerado y el del mes anterior. Si tiene signo positivo, significa Reposición de humedad en el suelo, y si tiene signo negativo, significa Utilización de la humedad del suelo.
Cálculo de la Evapotranspiración Real: Para cada mes se pueden presentar los siguientes casos: Si P≥ ETP, entonces, ETR = ETP Si P < ETP, entonces, ETR = P + ⎢∆ Alm ⎢
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Representación Gráfica del Balance Hídrico
B a l a n c e H íd r i c o E s t . B a r i l o c h e A e r o
160 140 ) m m ( P o P T E
120
Utilización
100
Reposición
80
Exceso
60
Deficit ETP o P
40 20 0 1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
Meses
10
