Evaporación, Transpiración y Evapotranspiración

HIDROGEOLOGÍA

EVAPORACIÓN, TRANSPIRACIÓN Y EVAPOTRANSPIRACIÓN EVAPOTRANSPIRACIÓN Dr. Juan Carlos Baquero Úbeda y Dr. Rafael Fernández Rubio Departamento de Ingeniería Geológica (Hidrogeología) Escuela Técnica Superior de Ingenieros de Minas

ÍNDICE 1. INTRODUCCIÓN ............................................................................... ................................................................................................................................1 .................................................1 2. EVAPORACIÓN..................................................................................................................................1 2.1 Conceptos.................................................................................................................................1 2.2 Factores condicionantes condicionantes de la evaporación evaporación .............................................................................2 2.2.1 2.2.2 2.2.3

2.3

Poder evaporante de la atmósfera............................................................................................... atmósfera................................................................................................................... .................... 2 Características del agua ......................................................................... ....................................................................................................... ......................................................... ........................... 2 Características de la superficie evaporante ....................................................................... ..................................................................................................... ..............................33

Medida de la evaporación......................................................... evaporación.........................................................................................................3 ................................................3

2.3.1 2.3.2

Método de la ecuación de equilibrio (balance hídrico)........................................................................... hídrico)..................................................................................... .......... 4 Medición instrumental ...................................................................... .......................................................................................................... ................................................................ ............................44

4.2.1 4.2.2 4.2.3 4.2.4

Equipamiento instrumental......................................................... instrumental.............................................................................................. ................................................................... ................................. ... 5 Tipos de lisímetros................................................................. lisímetros...................................................................................................... ................................................................. ..................................... ......... 6 Ventajas de los lisímetros ...................................................................... ..................................................................................................... .......................................................... ........................... 6 Inconvenientes Inconvenientes de los lisímetros....................................... lisímetros .............................................................................. ..................................................................... ........................................ .......... 6

2.4 Cálculo de la evaporación................................................................................... evaporación.........................................................................................................4 ......................4 3. TRANSPIRACIÓN ........................................................................................ ..............................................................................................................................4 ......................................4 4. EVAPOTRANSPIRACIÓN..................................................................................................................5 4.1 Conceptos.................................................................................................................................5 4.2 Medida de la evapotranspiración..............................................................................................5

4.3

4.3.1 4.3.2 4.3.3

1.

Cálculo de la evapotranspiración............................................................................................ evapotranspiración..............................................................................................6 ..6 Formula de Turc.......................................................... Turc............................................................................................. ................................................................ .................................................. ..................... 7 Cálculo de la evapotranspiración evapotranspiración potencial (formula (formula de Thornthwaite) ........................................................... ...........................................................77 Cálculo de la evapotranspiración real (balance de Thornthwaite)................................................................... Thornthwaite)................................................................... 7

INTRODUCCIÓN

La evaporación y la transpiración vegetal juegan un papel, de gran importancia, dentro del ciclo general del agua en la naturaleza. Igualmente es importante, en ciertas áreas, la sublimación de la nieve y del hielo; pero estas últimas partidas del balance hídrico, son de difícil cálculo.

2. 2.1

EVAPORACIÓN Conceptos

Entendemos como evaporación al fenómeno físico de transformación del agua líquida en vapor de agua. En este sentido hay que tener en cuenta que una parte del agua de lluvia se evapora, durante su caída, o lo hace sobre la superficie de las plantas, o sobre la superficie del suelo. Además, las superficies de agua libre (ríos, lagos, océanos, etc) pierden por evaporación parte del agua que poseen, así como por sublimación lo hacen las superficies de nieve o hielo. Por fin, el agua contenida en el suelo, bien durante el proceso de infiltración, bien en los acuíferos subsuperficiales, se evapora en determinadas condiciones, y pasa a la atmósfera.

Evaporación, transpiración y evapotranspiración. 1

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Esta evaporación se estudia y cuantifica por sus valores medios, mensuales y anuales, o por los valores de un año determinado y, en determinadas circunstancias, por sus valores diarios. En todo caso se expresa en mm, o en porcentaje respecto a la pluviometría. Al no disponer, en general, de instalaciones para su medición directa, hay que acudir a formulas empíricas, que expresan la evaporación en función de la temperatura, pluviometría, viento, insolación, etc.

2.2

Factores condicionantes de la evaporación

La evaporación precisa de una fuente de energía que, de forma directa o indirecta, procede de la radiación solar. Los factores más importantes, que condicionan la evaporación, son:  el poder evaporante de la atmósfera,  las características del agua, y  las características de la superficie evaporante.

2.2.1 Poder evaporante de la atmós fera El poder evaporante se relaciona con la capacidad de la atmósfera, en las proximidades de la superficie evaporante, para admitir vapor de agua. Está condicionado por los siguientes factores:  Radiación solar. La influencia de este factor en la evaporación es evidente, dado que la evaporación absorbe calor, y éste es suministrado por la radiación solar. Esta radiación decrece desde el ecuador hasta los polos.  Humedad relativa (déficit higrométrico). La humedad relativa es la relación entre la cantidad de vapor de agua existente en la atmósfera, por unidad de volumen, y la cantidad de vapor de agua que esa atmósfera podría contener si se encontrase saturada, a dicha temperatura. Por consiguiente, es proporcional a la presión del vapor de agua. De ahí su influencia en la evaporación.  La humedad relativa se mide con el psicrómetro, que consta de un termómetro seco y un termómetro húmedo; la disminución de temperatura (en el termómetro húmedo), provocada por la evaporación del agua, permite calcular la humedad relativa. También se puede medir con el higrómetro, sobre la base del estiramiento o contracción de un cabello.  Temperatura del aire. La temperatura del agua y la del aire están muy relacionadas entre sí, ya que existe un intercambio de calor entre ambos fluidos, que tiende a igualarlas. Cuando la temperatura del aire desciende, su humedad relativa aumenta y la tensión de saturación del vapor de agua decrece, con lo que la evaporación también disminuye.  Viento. La velocidad y turbulencia del viento hacen que las capas de aire, en contacto con la superficie evaporante, que están más o menos saturadas de vapor de agua, sean reemplazadas por aire más seco, con lo que se favorece el proceso de evaporación (es lo que se conoce como "oreo").  Presión atmosférica. La influencia de este factor es más discutible, si bien se admite, generalmente, que la evaporación aumenta cuando la presión atmosférica decrece. Por supuesto, las diferencias de presión dan lugar al movimiento de las masas de aire.

2.2.2 Característ icas del agua 



Salinidad del agua. La tasa de evaporación del agua disminuye con el aumento del contenido de sales disueltas. Se admite que esta disminución de la evaporación es del orden del 1% por cada 1% de incremento de la concentración de sales disueltas en el agua. Es por ello que, a igualdad de condiciones, el agua de mar (con salinidad total del orden de 30 gr/l) tendría una tasa de evaporación inferior en un 3 % a la tasa del agua dulce. Temperatura del agua. Su efecto es muy marcado en la evaporación, que aumenta o


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disminuye al tiempo que lo hace la temperatura.

2.2.3 Característ icas de la superficie evaporante Entre los diversos tipos de superficie evaporante podemos diferenciar:  Superficie de agua libre. La evaporación en superficie de agua libre, que depende de su extensión y de la profundidad de la lamina de agua, es muy considerable, dada la gran superficie ocupada por ríos, lagos y mares.  Superficie de nieve o hielo. La sublimación de la nieve o del hielo es más reducida, por las bajas temperaturas de los ámbitos en los que se encuentran estas aguas sólidas.  Superficie de suelo. La evaporación a partir del suelo desnudo totaliza cifras considerables, ya que tiene lugar sobre extensas áreas. No obstante, la acción evaporante sólo alcanza a una pequeña profundidad (como promedio hasta un metro en regiones templadas y dos metros en zonas áridas; para Davis y De Wiest es inferior a un metro en los suelos arenosos, e inferior a tres metros en los suelos arcillosos).  La evaporación depende, también, de la aptitud de la superficie del terreno para alimentar el fenómeno, y de la presencia de agua cerca de la superficie. La evaporación, en la superficie del suelo, origina una perdida de humedad, lo cual provoca una ascensión capilar de aguas más profundas. Si esta humedad no se repone, por lluvias o por aportación subterránea, la evaporación seca completamente al suelo. Los factores que influyen en la evaporación del agua del suelo son los relativos a:  porosidad, granulometría y naturaleza del suelo, y  grado de humedad del suelo. Cuando el suelo está saturado de agua es cuando mayor es el valor de la evaporación real. Ésta disminuye conforme el suelo pierde humedad, hasta que se anula cuando el suelo se seca. La evaporación potencial diaria oscila entre 1 y 4 mm en invierno, y de 3 a 12 mm en verano. La evaporación anual, en lámina libre, varía entre 500 y 3.000 mm, y el 50% prácticamente corresponde a los meses de estiaje (normalmente tres, en nuestras latitudes). En los océanos alcanza una media de 1.000 mm, que oscila entre 500 mm en las regiones polares y 1.500 en las tropicales (Davis y De Wiest, 1971). Tabla 1. Evaporación anual en relación con la precipitación. PRECIPITACIÓN (mm)

EVAPORACIÓN (mm) 200 400 500 600 700 600 500 400 300 250 200

250 500 750 1.000 1.250 1.500 1.750 2.000 2.250 2.500 3.000

% 80 80 67 60 56 40 29 20 13 10 7

Heras, 1972.

2.3

Medida de la evaporación

La diversidad de factores condicionantes de la evaporación dificulta su medida, y también dificulta la extrapolación de los resultados. Para su estimación se pueden seguir los siguientes métodos.


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2.3.1 Método de la ecuación de equilibrio (balance hídri co) Se basa en calcular la evaporación por diferencia con los restantes términos del balance hídrico. El problema estriba en la dificultad de estimar esos otros términos del balance y, en especial, la infiltración, por lo que el cálculo podría ser poco fiable. Al ocuparnos del balance se insistirá sobre este punto.

2.3.2 Medición instr umental Permite conseguir resultados aproximados, en general por exceso. A partir de ellos, mediante coeficientes de reducción, se pueden obtener valores probables de la evaporación real. Los instrumetos que más se emplean son los siguientes:  Depósitos sobre nivel del terreno. Son muy utilizados por su fácil instalación, con la desventaja de ser muy sensibles a las variaciones de temperatura del aire y a la insolación.  Depósitos enterrados. De más difícil instalación, pero sin los inconvenientes anteriores, sin embargo pueden recibir agua por salpicado, y estar influenciados por la vegetación próxima.  Depósitos flotantes. Se emplean en lagunas y embalses, y pueden dar lugar a errores por vertido o aporte de agua por las olas.  Evaporímetro Wild. Constituido por una balanza de tipo "pesa-cartas". Puede utilizarse como evaporígrafo.  Evaporímetro Piché. Consiste en un tubo acodado, en forma de J, relleno con agua destilada, y cerrado en su rama corta por papel de filtro normalizado. Utiliza, para medida de la evaporación, la pérdida de agua por evaporación, a través del papel de filtro.

2.4

Cálculo de la evaporación

Se emplean, en defecto de medidas directas, a partir de datos meteorológicos normalmente disponibles. En la bibliografía se pueden encontrar estas fórmulas, que aquí no desarrollamos, puesto que al hidrogeólogo interesa más la evapotranspiración, de la que más adelante nos ocupamos.

3.

TRANSPIRACIÓN

Se entiende como tal al proceso, físico-biológico, por el que el agua pasa del estado líquido al gaseoso, a través del metabolismo de las plantas. En este sentido, sólo una pequeña parte del agua absorbida por las raíces de las plantas queda en los tejidos de las mismas; el resto se devuelve a la atmósfera, en el proceso de transpiración. Las plantas extraen agua del suelo, a través de su sistema radicular, que alcanza profundidades variables: 30 cm aproximadamente para las plantas anuales, y 1 a 6 m para las malezas y arboles. Las raíces de algunos arboles alcanzan 10 m, y llegan a más de 30 m. El fresno, aliso, sauce, chopo y álamo son indicadores de nivel piezométrico a menos de 10 m de profundidad. Las plantas xerofitas tienen raíces de gran extensión y poca profundidad, las freatofitas alcanzan habitualmente el nivel piezométrico, con raíces más verticales, y las hidrofitas viven total o parcialmente sumergidas en agua. La transpiración representa un factor importante en el ciclo hidrológico, pues es el mecanismo principal de retorno a la atmósfera de la precipitación que cae sobre el terreno. Pero, al ser prácticamente imposible separar la evaporación de la transpiración, se reúnen ambos conceptos en el de "evapotranspiración", de la que nos ocupamos seguidamente.


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4. 4.1

EVAPOTRANSPIRACIÓN Conceptos

La evapotranspiración representa la suma de todas las pérdidas de agua hacia la atmósfera, en forma de vapor, sea cual sea el mecanismo de producción de ese vapor. Comprende, por tanto, a la evaporación desde las capas superficiales del suelo y a la transpiración provocada por las plantas, tanto para la formación de materia seca como para el paso a la atmósfera. La evapotranspiración depende, en general, de cuatro factores:  energía disponible para la evaporación del agua (temperatura, tasa de humedad, insolación, etc),  aportación de agua a la superficie evaporante,  capacidad del aire para el transporte del vapor de agua, y  tipo de vegetación, y etapa de su desarrollo. Se define como evapotranspiración real (E r ) a la que tiene lugar con las condiciones naturales de humedad del suelo. Por su parte, la evapotranspiración potencial (E p) (concepto que introdujo Thornthwaite), corresponde a la perdida de agua de una superficie totalmente cubierta de vegetación, en crecimiento activo, si dispone en el suelo de humedad suficiente para el uso máximo de las plantas. Para el "agrónomo" interesa, fundamentalmente, la evapotranspiración potencial, que refleja la necesidad de agua por las plantas. Al "hidrogeólogo" interesa, especialmente, la evapotranspiración real, que es la que se resta a la recarga de los acuíferos, y que es difícil de medir. La evapotranspiración real sólo coincide con la potencial cuando la humedad del suelo es elevada, y la disponibilidad siempre excede al requerimiento del poder evaporante (esto ocurre especialmente en climas húmedos). En los demás casos la evapotranspiración real es siempre menor que la potencial. La evapotranspiración se mide en unidades análogas a las de pluviometría, es decir, en mm o, lo que es igual, litros de agua evapotranspirada por m 2 de superficie de terreno.

4.2

Medida de la evapotranspir ación

4.2.1 Equipamiento instr umental Los lisímetros son las únicas instalaciones experimentales que permiten evaluar la infiltración y la evapotranspiración. Un lisímetro es un deposito enterrado, de paredes verticales, abierto al aire en su parte superior, y relleno con el terreno que se quiere estudiar. Esta superficie, de sección cuadrada, rectangular o circular, está sometida a los agentes atmosféricos y pluviométricos (controlados en estaciones meteorológicas próximas). El lisímetro, cuya profundidad suele ser de 1 a 3 m, es drenado, al nivel del fondo o a un nivel superior, y este agua es recogida y medida. En estas condiciones, y mediante la ecuación del balance hidrológico, si se conoce la precipitación P, el drenaje superficial correspondiente E s, y la variación ΔR de la cantidad de agua acumulada en el lisímetro: Er = P - Es ± ΔR En general se emplean periodos largos (por lo menos de un mes), para que insignificante, frente a la evaporación

R sea

Δ


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4.2.2 Tipos de lisímetros Podemos diferenciar:  Lisímetros de superficie. Entre ellos los más frecuentes son las cajas lisimétricas, que constan de una cuba estanca, de paredes verticales, enterrada en el suelo. Un sistema de drenaje, en general a diferentes profundidades, recoge las aguas de infiltración. Los lisímetros monolíticos se construyen in situ, alrededor de un bloque de terreno no removido.  Lisímetros de pesada. Son instalaciones costosas. Miden la variación de agua del suelo. Los hay también flotantes, más precisos y menos costosos.  Lisímetros subterráneos. Los más frecuentes son los "lisímetros de embudo" y los "lisímetros en túnel".

4.2.3 Ventajas de los lisímetros    

Permiten calcular directamente la infiltración (por diferencia se obtiene la evapotranspiración). Responden a un suelo en condiciones hidrológicas naturales. Permiten variar las condiciones de suelo, vegetación y microclima. Permiten estudiar la evapotranspiración real (drenaje total), o la potencial (plano de agua constante en la caja).

4.2.4 Inconvenientes de los lisímetros La remoción y heterogeneidad del suelo experimental. La ruptura de la película capilar, y los efectos de paredes. La dificultad de simular la escorrentía superficial. La presencia de un nivel de agua en el interior del dispositivo. El problema de la remoción del terreno es difícil de evitar, aunque parece que, transcurrido cierto tiempo, el terreno llega a alcanzar la textura primitiva. Por otra parte, si bien el terreno puede considerarse homogéneo, a escala general, puede no serlo a escala local, aunque esto puede subsanarse, en parte, con una mayor superficie lisimétrica.    

Las paredes incrementan la infiltración, y producen, por tanto, un efecto perturbador, lo que se reduce con aumento de la sección (los resultados son válidos a partir de una sección de 1 m 2, y precisos para 4 m2). El fondo de la cuba tiene también incidencia, la cual se reduce al aumentar la profundidad (la experiencia ha demostrado que los efectos de drenaje quedan limitados a partir de 1 m). La superficie horizontal del lisímetro entraña una infiltración máxima, al suprimir la escorrentía superficial.

4.3

Cálculo de la evapotranspir ación

Aparte de los métodos experimentales, por estudios de humedad del suelo, medidas directas con evaporímetros, lisímetros, etc, y otra serie de métodos más o menos complicados y precisos, los procedimientos matemáticos más empleados son los propuestos por Turc y Thornthwaite (este autor da también formulas para el cálculo de la evapotranspiración real). Otras formulas de cálculo son las de Blaney-Criddle, Penman y Coutagne, muy empleadas para los agrónomos, las cuales requieren datos normalmente no disponibles (viento, tensión de vapor, radiación, insolación, etc.).


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4.3.1 Formula de Turc Este autor calcula la evapotranspiración real en función sólo de la temperatura y de la precipitación, de acuerdo con una fórmula experimental deducida a partir de datos de 254 cuencas, situadas en diferentes climas. Esta formula es la siguiente: Er = P/(0,9 + P2/L2)1/2 Para: L = 300 + 25 T + 0,05 T 3 Er es la evapotranspiración real anual (mm), P la precipitación anual (mm), T la temperatura media anual del aire (ºC)

4.3.2 Cálculo de la evapotranspi ración potencial (formula de Thornthw aite) Thornthwaite encontró que la evapotranspiración potencial mensual depende, fundamentalmente, de la temperatura media de cada mes, y llegó empíricamente a la formula: Ep= c · ta (1) E es la evapotranspiración potencial mensual, para un mes ficticio de 30 días y una insolación teórica durante 12 horas/día, t es la temperatura media del mes (en ºC), y c y a son constantes, a determinar, que dependen de cada lugar.

Para determinar a y c, se parte de un "índice térmico mensual" cuyo valor es: i = (t/5)1,5l4 y al que corresponde un índice anual I I = Σ i I varía entre 0 y 160

Las relaciones de a y c con este índice, deducidas empíricamente, son: a = 6,75 · 10-7 · I3 - 7,71 · 10-5 · I2 + 1,79 · 10 -2 · I + 4,92 · 10-1 a varía entre 0 y 4,25

c = 1,6 (10/I) a Al sustituir en la formula (1) Ep = 1,6 (10t/I)a Esta formula está calculada para meses de 30 días y 12 horas de luz. En otro caso hay que hacer ciertas correcciones, que se expresan más adelante, y que están tabuladas.

4.3.3 Cálculo de la evapotranspiración real (balance de Thornthwaite) Es un método empírico muy empleado, por requerir pocos datos para el cálculo de la evapotranspiración real, en función de la evapotranspiración potencial, y por estar bien contrastado. Para ello se parte de la expresión anteriormente expuesta: Ep = 1,6 (10t/I)a Ep es la evapotranspiración potencial mensual (sin ajustar), t la temperatura media mensual, a un coeficiente del lugar, I el índice térmico anual (= Σ(i)), e i el índice térmico mensual ((t/5) 1,514).

La evapotranspiración real (E r ), que buscamos, depende de la evapotranspiración potencial, y de que exista o no agua disponible, para responder a esta demanda. Para calcular la Er se realiza el "balance del suelo", de acuerdo con sus características. Un concepto que interviene, relacionado con el suelo, es el de "capacidad de campo", que se define como el agua retenida en el suelo por fuerzas capilares. Si el suelo recibe más agua, que la que admite su capacidad de campo, el exceso de agua se infiltra en profundidad, o pasa a ser


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escorrentía de superficie. En suelos de buena calidad agronómica la capacidad de campo es del orden de 100 mm, mientras que en suelos de peor calidad puede ser de 50 mm, 20 mm, etc. Esta capacidad máxima de retención está influenciada, fundamentalmente, por el tipo de suelo y por la vegetación (que, a su vez, son consecuencia de la litología y climatología). A veces, si no se conoce la capacidad de campo, se puede hacer una acotación que la limite (se calcula, por ejemplo, para valores de 25 mm y 100 mm, que sean valores mínimo y máximo aceptables). El proceso operativo empleado sigue los siguientes pasos, a partir de los valores aportados por las tablas, para la evapotranspiración potencial, y de los valores disponibles de precipitación: Tabla 2. Proceso operativo para el cálculo de la evapotranspiración real, según el método Thornthwaite. LINEA 1 2 3 4 5 6

CONCEPTO Evapotranspiración potencial Precipitaciones Diferencia (excedente o déficit) Reserva en el suelo Evapotranspiración real Exceso de agua (escorrentía + infiltración) = lluvia útil

Si las precipitaciones del mes (2) son superiores a la evapotranspiración potencial (1):  La evapotranspiración real (5) es igual a la evapotranspiración potencial.  El "excedente" de las precipitaciones (3) sobre la evapotranspiración potencial (1) es almacenado en la humedad del suelo, cuyas reservas aumentan (4) hasta que el suelo se satura.  La parte del "excedente" que rebasa, eventualmente, a la reserva acumulada hasta saturación, pasa a alimentar a los acuíferos y a la escorrentía superficial (6). Si las precipitaciones del mes (2) son inferiores a la evapotranspiración potencial (1), la evapotranspiración real (5) es la suma de las precipitaciones del mes (2), y de toda o parte de la reserva acumulada de agua en el suelo (4). Esta última se supone movilizada como sigue:  Si la reserva anterior de humedad del suelo (4) es suficiente para satisfacer a la insuficiencia de las precipitaciones (2), la evapotranspiración real es todavía igual a la evapotranspiración potencial (1), y la reserva del suelo se reduce en la diferencia entre la evapotranspiración potencial (1) y las precipitaciones (2) del mes considerado.  Si la reserva de humedad del suelo (4) es insuficiente para satisfacer la evapotranspiración potencial (1), la evapotranspiración real (5) es inferior a la potencial, y es igual a la suma de las precipitaciones del mes (2) y de las reservas disponibles (4), que se consumen por evapotranspiración. Existen, también métodos para el cálculo de la evapotranspiración diaria que, frecuentemente, hay que emplear en zonas áridas y semiáridas.


Evaporación, Transpiración y Evapotranspiración

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