Capitulo iii-evaporación-y-evapotranspiracion

Universidad San Agustín Arequipa

1. EVAPORACIÓN Y MODELOS DE ESTIMACIÓN

Se conoce como evaporación al proceso por el que el agua líquida se transforma en vapor gracias a un aporte de energía en forma de calor. Tiene lugar desde el suelo o desde las superficies libres de agua al adquirir las moléculas suficiente energía para abandonar la superficie y pasar al estado gaseoso, proceso que se invierte cuando las moléculas de agua pierden energía. El balance final de estos fenómenos opuestos es la tasa de evaporación.

El sol da la mayor parte de esta energía necesaria para la evaporación. En menor medida también colabora la temperatura ambiente del aire, función a su vez de la energía solar absorbida por la atmósfera y del calor emitido por la tierra. La existencia de una diferencia entre la presión de vapor en la atmósfera y en la superficie de agua es condición necesaria para el desarrollo del proceso. Y a medida que el aire se va saturando, adquiere mayor importancia la capacidad del viento para batir el aire circundante y renovar la capacidad de retención de humedad del mismo. En resumen, las variables climáticas más importantes que condicionan la evaporación son la radiación solar, la temperatura del aire, la humedad del aire y la velocidad del viento.

En la deducción del proceso se han de considerar, además de las variables climáticas mencionadas, otros factores como:

Los que se refieren a la cantidad de agua evaporable o su disponibilidad y el distinto comportamiento de los suelos asociado a estos contenidos. Un suelo con el máximo contenido de agua posible, es decir, en capacidad de campo, prácticamente deja evaporar el 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 con que el suelo retenga el agua.

El color de los suelos, función de su composición, contenido en materia orgánica o agua, es un factor de especial importancia cuando se trata de evaluar la cantidad de energía absorbida por la masa evaporante. Los colores claros favorecen la reflexión y disminuyen la evaporación; colores oscuros, favorecen la absorción de energía y aumentan la posibilidad de evaporación.

Hidrología Apuntes De Clase Víctor Oscar Rendón Dávila Ingeniero Civil


Los 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.

La existencia de componentes disueltos en el agua que limitan la evaporación si aumentan la tensión con la que el líquido retiene a las moléculas.

La deducción de una fórmula aplicable a una generalidad de casos parte entonces de una situación teórica como es el estudio de la evaporación sobre una superficie libre de agua condicionada por las variables climáticas mencionadas anteriormente. A continuación, los resultados alcanzados con estas fórmulas se ajustan a otros factores según comportamientos experimentales como, por ejemplo, las disponibilidades de agua para la evaporación en función del tipo de suelo.

Tanque clase A: U.S. Weather Bureau. 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 realiza apoyando en un tubo de nivelación un tornillo micrométrico que tiene un extremo en forma de gancho cuya punta se enrasa con el nivel del agua. El coeficiente de reducción aconsejado para pasar de las medidas del estanque a la evaporación real anual es 0,7, variando mensualmente este valor entre 0,6-0.8 en EUA



Superficies de papel húmedo Juegan un papel similar a las porcelanas porosas. El modelo más usado es el evaporímetro de Piché que se basa en la idea de humedecer permanentemente un papel expuesto al aire. El depósito humedecedor es un tubo graduado, que se coloca invertido con la boca libre hacia abajo. Esta se 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 medie el descenso de agua en el tubo.

Siguiendo este esquema, la primera estimación de referencia es la medición directa de la evaporación mediante evaporímetros y bandejas o tanques de evaporación

En un tanque se mide el descenso de niveles de la superficie libre para obtener directamente la tasa de evaporación. Se aplica un 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,

Donde es el coeficiente corrector y el el descenso de niveles en mm/día. Estos resultados se extrapolan entre distintas zonas dentro una escala temporal anual e incluso mensual, pero no en escalas temporales menores ya que aparecen inconsistencias fruto de fenómenos locales.

Teóricamente, la evaporación sobre superficies libres de agua simplifica las variables en juego a aquellas relativas a los factores climatológicos mencionados, dotación de un calor que provea la energía necesaria de vaporización y la existencia de unas condiciones de turbulencia de aire sobre la superficie de agua bajo un suministro ilimitado de agua. Se conoce como constante solar a la cantidad de energía de radiación que llegaría por unidad de tiempo a la unidad de superficie del techo de la



atmósfera perpendicular a los rayos del Sol y a la distancia media entre el Sol y la Tierra. Se trata de un valor constante cuyas unidades son cal/cm2.min o W/m2.

La radiación que se recibe en la atmósfera depende de la posición relativa entre Tierra y Sol, por lo que el flujo de energía anterior se transforma en:

Siendo DTS y DITS las distancias medias e instantáneas de la Tierra al Sol, la latitud del punto sobre la Tierra y la declinación solar, función del día del año, d, según el calendario juliano,

en grados

El término NA es el número astronómico de horas de Sol, máximo de horas de Sol dependiente de la declinación, a su vez dependiente de la época del año, y de la latitud. En horas/día queda,

Al atravesar la atmósfera, el total de energía incidente se ve afectado por los procesos de difusión, reflexión y absorción del polvo atmosférico, las nubes y vapor de agua, y resto de elementos presentes en la atmósfera. Este efecto se evalúa mediante fórmulas experimentales función del número real de horas de sol respecto al teórico, astronómico, correspondiente a una latitud. Se denomina radiación solar incidente a la cantidad de energía que llega hasta la superficie terrestre. Las expresiones difieren según los autores y el lugar de experimentación (Brutsaert, 1984 y otros en Vera, 1988),



Para estimar la radiación neta se ha de considerar la radiación solar incidente, la parte que se pierde por reflexión sobre la superficie (onda corta entre 0,1 y 4 m) y la radiación neta de onda larga que aparece al estar los cuerpos dotados de temperatura.

El término de onda larga al que hace referencia la ecuación anterior es un balance entre energía de onda larga incidente, emitida y reflejada. A la superficie evaporante llega radiación de onda larga emitida por la atmósfera y las nubes y se emite también otra parte desde el cuerpo evaporante. Además hay un término de la energía emitida por la atmósfera y por el vapor que es reflejado (Llasat et al., 1998). La radiación de onda larga emitida desde un cuerpo se calcula utilizando la ecuación de Stefan-BoItzman, en la que T es la temperatura absoluta en grados Kelvin, es igual a 5,67.10 -8

W/m2. ºK4 y la emisividad, relación entre la energía radiante respecto a las del cuerpo negro.

La mayor parte de la radiación neta, Rn, que llega a la superficie evaporante se transforma en energía interna que, a su vez se reparte en transferencia de calor sensible al aire, Hs, o a las capas de inferiores, G. Estos términos son de un orden de magnitud inferior al de la radiación neta, con Hs alrededor de un 30% y G menos del 10%. Si se considera que la batida de aire se produce de manera suficiente y no es una condición que limita la tasa de evaporación, se puede plantear la evaporación en función de la energía neta.

Simplificando los términos al despreciar Hs y G, queda una ecuación que relaciona la tasa de evaporación por unidad de área en mm/h con la radiación neta:



siendo el calor latente de vaporización /,, y la densidad del agua líquida pw. Así se resuelve una situación en la que se está evaporando agua por un suministro de energía que provee el calor latente de vaporización. El término de calor sensible al aire Hs puede considerarse no despreciable y comparable al calor empleado en la vaporización del agua. Se conoce como relación de Bowen al cociente:

quedando,

En Chow (1994) se seleccionan la masa y cantidad de movimiento para describir el transporte de vapor sobre la superficie evaporante e introducir la condición aerodinámica. Este segundo factor, condiciona las tasas de evaporación ya que el vapor debe ser movilizado de la superficie para renovar la capacidad de vapor del aire. Si el aire no se renueva, la evaporación queda limitada aunque se dispusiera de un suministro ilimitado de energía. Las ecuaciones que juegan con estas dos variables asumen que el movimiento sobre la superficie evaporante es convectivo con turbulencias, eddies turbulentos, que se generan en sentido transversal respecto a la dirección del viento, es decir, en la dirección del gradiente de la velocidad del viento y de la concentración de humedad. Con movimientos convectivos son aplicables expresiones que hacen depender el flujo de masa de vapor por unidad de tiempo y el flujo de cantidad de movimiento del gradiente de concentraciones y velocidades vertical.

En concreto, el flujo vertical de vapor de agua, mv en kg/s-m2, se asume proporcional al gradiente vertical de qv,, humedad específica o relación de densidades entre el vapor de agua pv y el aire húmedo pa, en kg/m3. El factor de proporcionalidad es la constante de difusividad del vapor, Kn, cuyas unidades son m3/s:

siendo



La transferencia de cantidad de movimiento, momentum, sigue una ley del mismo tipo, resultando proporcionales el campo de flujo de momentum en N/m2 y el perfil de velocidades u en m/s en altura en función de la constante de viscosidad cinemática Km de los eddies en m /s:

Añadiendo la hipótesis de un perfil logarítmico de velocidades del viento en capas próximas a la superficie se llega para las alturas 1 y 2 a una expresión del tipo:

conocida como ecuación de Thomthwaite-Holzman para el transporte de vapor, que se simplifica con una serie de hipótesis:

Para la altura z1 igual a la de rugosidad, el aire está saturado (máximo contenido de humedad) y la velocidad del aire, u1, es nula.

Las difusividades del vapor y del momentum se igualan y su cociente se hace unidad

La humedad del aire se expresa en función de la presión de vapor e y la total del aire p

Quedando:



donde e es la presión de vapor en el aire, función del contenido de vapor en el aire y eAS la correspondiente a la capa en contacto con la superficie, saturada y, por tanto, función de la temperatura. Esta expresión de la variación de masa de vapor en el tiempo justifica formulaciones que expresan la tasa de evaporación como una función del déficit de saturación

expresión en la que B depende de la velocidad del aire y se puede corregir mediante ajustes empíricos para superficies libres de agua que quedan generalizados bajo este punto de vista

Dalton (1802), Eo en pulgadas/mes,

B = 15 para pequeñas superficies de agua

B = ll para las extensas superficies de agua

Meyer (1915), E o en pulgadas/mes y la presión de vapor a 30 pies del suelo

con C variable según la escala temporal elegida,_____________________________________________________

Escala diaria Escala mensual__________________________________________________________Grandes masas de agua 0,36 11 Masas de espesores cm 0.50 15___________________________________________________________

Coeficientes de ajuste según Meyer.

Penman (1948), Eo en pulgadas/día.

Harbeck (1958), Eo en pulgadas/día, Ta temperatura media diaria en °C más 1,9ºC y Tw, la temperatura media de la superficie de agua



En un caso real es necesario combinar ambos métodos puesto que alguno de los factores, suministro de energía o transporte del vapor, está limitado. Asumiendo una ponderación lineal entre el método de radiación y el aerodinámico, la evaporación se expresa como:

donde a y b suman la unidad y son funciones de la denominada constante psicrométríca, y (Pa/°C), relación entre el calor sensible y el latente del flujo de aire que rodea a un termómetro húmedo y del gradiente de la cw-va de presión de saturación del vapor, (Pa/°C), para una determinada temperatura del aire.

donde aparece nueva la estimación de:

Este método combinado para el cálculo de la evaporación es el mejor cuando toda la información necesaria (radiación neta, temperatura del aire, humedad, velocidad del viento y presión del aire, parámetros de superficie, albedo, emisividad, etc.) se encuentra disponible y se satisfacen las hipótesis implícitas: flujos de energía permanente y cambios en el almacenamiento de calor en el cuerpo del agua reducidos. Esto implica que su aplicación ha de hacerse a intervalos de tiempo diarios o mayores. Cuando la superficie evaporante es extensa se usan simplificaciones ajustadas según las condiciones de experimentación en la ponderación quedando

donde es igual a 1,26 según Priestley-Taylor. Es decir, en una superficie donde la turbulencia del aire no es una condición limitante, su acción eleva la tasa de evaporación un 26% más.



2. EVAPOTRANSPIRACIÓN Y SU ESTIMACIÓN.

Las plantas colaboran en la pérdida de agua al necesitar transpirar, extrayendo agua desde sus raíces, transportándola a lo largo de sus tallos y difundiéndola a la atmósfera a través de los estomas de las hojas. Mediante la apertura de los estomas, la planta controla la transpiración y, como en el caso de la evaporación, depende de las variables climáticas radiación solar, temperatura y humedad del aire y presencia del viento (Alien et al., 1998). El proceso global de pérdida de agua abarca dos aspectos.

En primer lugar, la evaporación que se da desde el suelo o superficies libres de agua, sin la participación activa de las plantas.

En segundo lugar, el incremento que produce en las tasas de evaporación el mecanismo de extracción de agua del suelo por las plantas y su difusión en la atmósfera o transpiración.

Al conjunto se conoce como evapotranspiración, definida por la cantidad de agua que transpiran las plantas y se evapora desde el suelo, superficies de agua, hielo o nieve o desde las superficies de intercepción de las plantas . Evaporación y evapotranspiración ocurren simultáneamente y es difícil distinguir entre ambos procesos. Si la cobertura vegetal sobre el suelo es amplia, predominará la transpiración; y al contrarió, cuando ésta sea escasa, será la evaporación el proceso determinante.

Para medir directamente la evapotranspiración se utiliza el lisímetro. 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 cuidarse, sobretodo en lo que respecta a rodear el punto de experimentación de condiciones similares a las del lisímetro en extensión suficiente.



Existen lisímetros de pesada que obtienen la evapotranspiración por diferencia del peso al estar montado el aparato sobre una balanza. Los lisímetros flotantes se basan en el Principio de Arquímedes y aprovechan la traducción de la pérdida de peso en niveles del cuerpo principal flotante. Los lisímetros de presión llevan conectados en la base del cuerpo principal aparatos para medir la presión sobre el que se traduce la pérdida de peso.

Una aproximación indirecta para conocer la cantidad de agua evapotranspirada en un lugar se obtiene mediante una ecuación de balance que considere las cantidades de precipitación, escorrentía y la variación del agua del suelo. Como en cualquier modelo hidrológico 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.

El concepto de evapotranspiración potencial fue introducido por vez primera por Thomthwaite (1948). Para él, la evapotranspiración potencial es la cantidad de agua que se podría evaporar y transpirar cuando el consumo de agua no es limitante.

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. Más tarde (1963), para evitar la indeterminación que resta sobre la consideración de los fenómenos de advección, añade que el cultivo herbáceo debe ocupar una larga extensión.

Una vez introducido el concepto de cultivo de referencia en las condiciones señaladas, es posible obtener estimaciones de la evapotranspiración potencial del mismo, ETP, utilizando la formulación de Penman con la correspondiente adaptación



de los parámetros de superficie, en concreto el efecto de la rugosidad del cultivo herbáceo. Esta adaptación se realiza a través de ecuaciones función de una variable climática afectada, la velocidad del viento.

Sin embargo, la representatividad de esta estimación queda afectada por uno de los términos de la definición: cuan grande ha de ser la superficie extensa sobre la que se realiza la estimación. Pero esto puede resultar contradictorio. La medición de variables climatológicas se efectúa generalmente a 2 m de altura con el objetivo de que los flujos de vapor desde una superficie no afecten a las mediciones, por lo que, además, las superficies no deberían ser extensas. Por otro lado, el trabajar con condiciones en los que los flujos de calor sensible y latente se mantengan en régimen permanente exigiría considerar superficies extensas, sobretodo al tener en cuenta el efecto que tiene la rugosidad en el movimiento del aire. Para mediciones climatológicas a 2 m de altura se suele hablar de distancias de batida comprendidas entre los 50 y 200 m.

Para estimar la evapotranspiración del cultivo de referencia, ETPr, Doorenbos y Pruitt (1977) recomiendan el uso de la ecuación de combinación para el cálculo de la evaporación sobre superficies libres de agua ajustando sus resultados a condiciones locales utilizando ecuaciones empíricas función de la velocidad del viento tal como ya había realizado Penman. La referencia para el ajuste la toman como la evapotranspiración que se produce en una superficie extensa con cubierta por pasto verde de altura uniforme, de 8 a 15 cm de altura, que proporciona al suelo una cobertura sombreada y que no padece escasez de agua ni de nutrientes, acorde a las definiciones de Penman. Después de comparar varias opciones, la evapotranspiración potencial del cultivo de referencia, ETPr queda:

donde u es el recorrido del viento en 24 horas (km/día), o velocidad, medido a 2 m de altura y ETPr (mm / día).

A partir de la evapotranspiración del cultivo de referencia, se puede pasar a la de otro cultivo - que crezca bajo las mismas condiciones utilizando un coeficiente de cultivo que tenga en cuenta el tipo de vegetación y con él su altura, el albedo, la superficie cubierta, el grado de control sobre la apertura de los estomas la exposición del suelo, el estado y su grado de maduración, K.c:



Algunos valores orientativos recogidos en Ven te Chow (1994) son los siguientes (Doorenbos yPruitt, 1977)

_______ Coeficiente de cultivo en función del tipo de cubierta vegetal_______

Suelo bien humedecido con poca vegetación 0,35 Suelos bien humedecidos con cultivos de cobertura vegetal grande 1.3

Coeficientes de cultivo.

En hidrología este tipo de coeficientes se adaptan de los que se encuentran en la literatura agronómica para el cálculo de las necesidades de los cultivos. En estas publicaciones Kc depende de las características fisiológicas de la planta, fecha de plantación, ritmo de desarrollo, duración del ciclo vegetativo, y frecuencia de lluvias o riegos, especialmente durante la primera fase de desarrollo. Son características agronómicas de gran detalle, pero que no pueden ser utilizadas ni están disponibles para la hidrología cuando se trata de realizar una estimación de la evapotranspiración en regiones naturales. Se tienen entonces que realizar simplificaciones y aplicar coeficientes obtenidos mediante calibración de balances hídricos con el problema derivado de poder acabar englobando imprecisiones del modelo utilizado, de la clasificación o de hacerse dependiente del paso temporal utilizado.

Se muestra la valoración del coeficiente de cultivo realizada para la simulación mensual de aportaciones en España con un modelo hidrológico distribuido (Estrela et al, 1998).

Coeficientes de cultivo utilizados para la simulación-de recursos en España.


Tipo de uso del suelo Coeficiente de cultivo

Espacios con poca vegetación Tierras de labor

Sistemas agrícolas heterogéneos Cultivos permanentes

Vegetación arbustiva y/o herbácea Bosque mixto

Bosques de frondosas y coníferas Zonas húmedas, superficies de agua y artificiales

Praderas

80%87%91%93%95%97%98%

100%100%


Modelos hidrológicos simplificados como los de Budyko y Turc-Pike, que

permiten estimar el recurso hídrico utilizando únicamente variables climáticas como la evapotranspiración potencial y la precipitación sobre horizontes temporales suficientemente amplios, mínimo anual, también pueden usarse para la calibración de un coeficiente de cultivo. En la siguiente expresión correspondiente a la formulación de Budyko se incluye un coeficiente de ajuste que por analogía puede interpretarse como un coeficiente de cultivo. El ajuste se realiza utilizando datos de aportaciones anuales y precipitaciones medias anuales sobre la cuenca en cuestión. Se debe prestar atención al problema de los puntos que pueden presentar algún grado de alteración por error, detracciones de agua o elementos de balance no considerados en la expresión.

Para la obtención de la evapotranspiración del cultivo de referencia, también se pueden utilizar formulaciones que podrían denominarse empíricas. Estos métodos simplifican la formulación física del proceso y las variables utilizadas a partir de un contraste empírico con resultados obtenidos, por ejemplo, por balance hídrico o con las mismas formulaciones físicamente basadas. Es el caso de muchos métodos clásicos que arrastran las condiciones de experimentación en los ajustes finales.



3. MÉTODOS CLÁSICOS DE ESTIMACIÓN DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL EN HIDROLOGÍA.

3.1MÉTODO DE THORNTHWAITE

Partiendo de una ecuación de balance, Thomthwaite desarrolló un método para estimar mensualmente la evapotranspiración potencial en la zona este-central de los EE.UU., 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:

= f(I) = 0,49 + 0,0179 . I – 0,000077 . I2 + 0,000000675.I3

b = f (lat, dec) (ver tabla de factores)

El resultado ha de corregirse localmente b de la tabla en función del número de días del mes y del grado de insolación teórica que depende de la latitud y época del año.

Latitud ° Ene Feb Mar Abr Muy Jun Jul Ago Sep Oct Nov Dic60 N 0,55 0,68 0,99 1,19 1,45 1,54 1,52 1,31 1,04 0,84 0,59 0,4855 N 0,65 0,72 1,00 1,16 1,37 1,42 1,42 1,26 1,04 0,87 0,67 0,6050 N 0,72 0,76 1,01 1,13 1,31 1,34 1,35 1,22 1,03 0,90 0,73 0,6845 N 0,77 0,79 1,01 1,11 1,26 1,28 1,30 1,19 1,02 0,92 0,77 0,7440 N 0,81 0,81 1,01 1,09 1,23 1,24 1,25 1,17 1,02 0,94 0,81 0,7935 N 0,85 0,83 1,02 1,08 1,19 1,20 1,22 1,14 1,02 0,96 0,84 0,8330 N 0,88 0,85 1,02 1,06 1,17 1,16 1,18 1,12 1,01 0,97 0,87 0,8725 N 0,91 0,87 1,02 1,05 1,14 1,13 1,15 1,11 1,01 0,98 0,90 0,9020 N 0,94 0,88 1,02 1,04 1,12 1,10 1,13 1,09 1,01 0,99 0,92 0,9315 N 0,96 0,89 1,03 1,03 1,09 1,07 1,10 1,08 1,01 1,00 0,94 0,9610N 0,99 0,91 1,03 1,02 1,07 1,05 1,08 1,06 1,00 1,01 0,96 0,985N 1,01 0,92 1,03 1,01 1,05 1,02 1,06 1,05 1,00 1,02 0,98 1,010 1,03 0,93 1,03 1,00 1,03 1,00 1,03 1,03 1,00 1,03 1,00 1,035S 1,06 0,95 1,04 0,99 1,01 0,98 1,01 1,02 1,00 1,04 1,02 1,0610S 1,08 0,96 1,04 0,98 0,99 0,95 0,99 1,01 1,00 1,05 1,04 1,0815 S 1,10 0,97 1,04 0,97 0,97 0,93 0,96 0,99 0,99 1,06 1,06 1,1120 S 1,13 0,99 1,04 0,96 0,95 0,90 0,94 0,98 0,99 1,07 1,08 1,1425 S 1,15 1,00 1,04 0,95 0,93 0,87 0,91 0,96 0,99 1,09 1,10 1,1730 S 1,18 1,02 1,05 0,94 0,90 0,84 0,88 0,94 0,99 1,10 1,13 1,2035 S 1,21 1,03 1,05 0,92 0,87 0,80 0,85 0,92 0,98 1,11 1,16 1,2440 S 1,25 1,05 1,05 0,91 0,84 0,76 0,81 0,90 0,98 1,13 1,19 1,2845 S 1,30 1,08 1,06 0,89 0,80 0,72 0,77 0,87 0,98 1,15 1,23 1,3350 S 1,35 1,11 1,06 0,87 0,75 0,66 0,71 0,84 0,97 1,17 1,27 1,3955 S 1,42 1,14 1,07 0,84 0,69 0,58 0,64 0,80 0,96 1,19 1,33 1,4760 S 1,52 1,19 1,07 0,81 0,61 0,46 0,54 0,75 0,96 1,23 1,41 1,59

Coeficientes correctores de Thornthwaite (factor de insolación y número de días por mes).

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 experimental desarrollado para zonas húmedas que infravalora las estimaciones de evapotranspiración potencial en zonas áridas. Normalmente la evapotranspiración



potencial de Thornthwaite, 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 por representar unas condiciones ideales de gasto.

3.2MÉTODO DE BLANEY-CRIDDLE

Blaney y Criddle desarrollaron otra formulación empírica basada 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 duración de la estación de crecimiento en el supuesto que no haya limitaciones de agua en el suelo. En este caso, la formulación es del tipo:

ETP = f (T, p, K)

siendo T la temperatura media mensual, p el porcentaje medio de horas de sol y K el coeficiente. de uso consuntivo mensual dependiente del tipo de cultivo. La formulación equilibra situaciones con niebla en las que el número de horas de luz produce un efecto que tiende a ser corregido por la temperatura, que será menor.

El método presenta dificultades para obtener coeficientes de consumo al depender del clima, tipo de suelo, agua disponible para el cultivo, mediciones del consumo, rendimientos de las cosechas, crecimiento y exposición de la planta,... que varían de un lugar a otro, por lo se recomienda una experimentación y ajuste in situ. Originalmente el método es de clara orientación agronómica o para estudios de detalle, aunque se han desarrollado simplificaciones en la formulación y en los parámetros que permiten un uso más extendido (SCSyFAO).

FAO (1977) ha presentado una formulación simplificada para calcular la evapotranspiración del cultivo de referencia, ETPr, en aquellas zonas en las que solo se dispone de datos de temperatura. En este caso el factor de uso consuntivo, se hace función de la temperatura media Ty del porcentaje medio diario de horas de sol con relación al año, p, función a su vez de la latitud y época del año. En los coeficientes de ajuste entran también en juego otros factores como las humedades relativas medias de las mínimas diarias, hr,min, y la velocidad media diurna (de 7 a 19 horas) del viento medida a 2 m de altura u2



3.3 MÉTODO DE TURC

Turc propone un método empírico basándose en estudios de balance en cuencas de ríos y lisímetros de Versalles y Rothamsted en el que la evapotranspiración es función de la humedad disponible (humedad del suelo, precipitación y agua de riego) y la evapotranspiración máxima posible, si no hay limitación de agua, es función de la temperatura media y de la radiación solar. De este método no se suelen conocer con exactitud varios factores y lo que normalmente se conoce como método de Ture es un cálculo de la evapotranspiración potencial en función de la humedad relativa media mensual del aire, la temperatura media del aire y la radiación solar media:

ETP = f (T, Rs, hr)

La opinión generalizada es que da valores por exceso.

3.4MÉTODO DE JENSEN-HAISE

El método de Jensen-Haise está basado, como el anterior, en utilizar cómo información básica la procedente de la temperatura media mensual, T (ºC) y la radiación solar incidente, RSi, que ya tiene en cuenta el efecto de las nubes, además de incluir en su versión modificada factores relativos a las presiones de saturación de vapor (mb) correspondientes a las temperaturas máxima, CasTi y mínima del mes más caliente del año, easi, y una corrección por altitud, h (ni):



Este método es utilizado para estimaciones entre 5 días y el mes.

3.5MÉTODO DE HARGREAVES

El método de Hargreaves (Alien et al., 1998) utiliza también la radiación solar en el techo de la atmósfera, RA en mm/día y las temperaturas media, media de las máximas diarias y media de las mínimas diarias.

3.6. MÉTODO DE PENMAN Y PENMAN MONTEITH

El método de Penman se basa en utilizar la fórmula combinada de transporte de vapor y balance de energía. La adaptación a otras condiciones distintas de las de referencia se puede realizar utilizando un coeficiente k dependiente del lugar, mes y tipo de cultivo:

La formulación conocida por Penman-Monteith, variante del método de combinación de Penman, ha sido recomendada por FAO después de contrastar sus resultados por todo el mundo con mediciones en lisímetros. Se diferencia de la primitiva formulación de Penman en qué incluye factores aerodinámicos para poder considerar la resistencia aerodinámica, Ra, a los flujos de calor sensible, Hs y latente de vaporización, y la resistencia del flujo de vapor a través de los estomas de la planta

y superficie evaporante, re, función del tipo de planta, de su estado y de la cobertura sobre el suelo,

donde se pueden sustituir los términos

y para el cultivo herbáceo de referencia de 12 cm de altura, hherbáceo,



3.7. MÉTODO BASADO EN LAS MEDIDAS DEL TANQUE

Utilizando el tanque se consiguen también estimaciones de la evapotranspiración corrigiendo el dato de evaporación sobre superficie libre. A pesar de la diferencia que existe entre el fenómeno de evaporación desde tanque y el que se produce desde un suelo cubierto de vegetación, se admite que ambos fenómenos son del mismo orden de magnitud y se asumen expresiones que corrijan la evaporación medida en un tanque. Las experimentaciones de campo llegan a encontrar una alta correlación entre ambas en unas condiciones de gasto óptimas y proponen coeficientes correctores como los ya indicados para calcular la evaporación:

donde KT varía normalmente entre 0,7 y 0,9 en función de la rugosidad, turbulencia del viento y estado de humedad del mismo por lo que se han de considerar factores según el tipo de vegetación circundante, la velocidad media del viento , "de la humedad relativa media diaria, y de la distancia a barlovento de la cubeta al límite

de la cubierta vegetal, .



3.6. CONSIDERACIONES SOBRE LOS MÉTODOS DE CÁLCULO

Como ya se ha adelantado, FAO ha estudiado los diferentes métodos de cálculo comparándolos con los resultados que se obtienen de lisímetros bajo distintas condiciones climáticas. A continuación se expone un resumen de las principales conclusiones a las que se llegaron, (Jensen et al., 1990; Alien et al. 1998):

Los métodos de combinación, Penman y Penman Monteith, dan buenas estimaciones en zonas húmedas y áridas, aunque Penman en las húmedas puede sobreestimar los resultados. En general, hay que tener un cuidado especial con el manejo de las variables involucradas en el método y sus valores representativos dentro de la escala temporal escogida y la distribución de sus valores en el día. Se recomienda el ajuste local de la función velocidad del viento en el método de Penman.

Los métodos que se basan principalmente en la radiación, Priestley-Taylor y Ture, dan buenos resultados en climas húmedos, pero se producen infraestimaciones en climas áridos donde el coeficiente de Priestley -Taylor puede pasar de 1,26 a 7,70.

Los métodos basados en la temperatura como el de Thornthwaite o la variante SCS de Blaney-Criddle dan .infraestimaciones en climas áridos y sobreestimaciones en los húmedos por lo que suelen necesitar de ajustes locales. La variante FAO de Blaney-Criddle parece dar mejores resultados respecto a los anteriores métodos. Allen et al. recomienda la calibración local de estos métodos excepto para el método de Hargreaves cuyos resultados muestran con generalidad buenos acuerdos bajo diferentes climas. Los métodos basados en las estimaciones de evaporación recogidas en tanque dan buenos resultados si se respetan las condiciones de mantenimiento del lugar en el que se sitúan.

Método Periodo mínimo de cálculo

Penman (1963) Penman Monteith

Jensen HaisePriestíey-Taylor

TureSCS Blaney-CriddIe FAO Blaney-CriddIe

ThomthwaiteTanque FAO

Diario Horario o diario en función de las variables consideradas

5 días10 días (estimación en superficies libres de agua)

10 díasEstacional o mensual con calibración local

Mensual-5 días en función de la estimación temporal de las variables Mensual

5 días



4. APLICACIONES PRACTICAS PARA LA ESTIMACIÓN DE LA EVAPOTRANSPIRACION POTENCIAL O DE REFERENCIA

Una de las primeras consideraciones que ha de hacerse respecto a los métodos de cálculo de la evapotranspiración es la atención que hay que prestar 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 se 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.

A este problema se añade la experimentación y ajuste de métodos al uso bajo climas y zonas concretas. Por ejemplo, el método de Thornthwaite se estableció a partir de balances hídricos y medidas realizadas en latitudes medias, húmedas o subhúmedas con precipitaciones estivales. Es en estas zonas donde mejores resultados da, pero en regiones con climas distintos pueden existir problemas de adaptación del método. Así se admite que, en zonas áridas Thomthwaite infravalora la evapotranspiración al no poderse adaptar su formulación a climas en las que el factor aerodinámico y el déficit de saturación tienen una influencia decisiva. Quedan por tanto, planteados dos problemas que hacen que se deba elegir en cada caso el método a aplicar, en función de los datos disponibles y de la Habilidad 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, debe ser el que se apoya en los datos de evaporación recogidos del tanque o el método de Penman Monteith con una base física. 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. En este sentido, hay que destacar de entre los métodos indirectos, aquellos que sean capaces de integrar la mayor cantidad de información posible como son los métodos de combinación, por lo que, al menos en un principio, reproducen mejor el fenómeno, pero con el inconveniente de necesitar una mayor cantidad de datos que impide su aplicación en la mayoría de las situaciones.



5. ESTIMACIÓN DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN REAL EN HIDROLOGÍA.

Una vez estimada la evapotranspiración potencial o la de referencia que se puede alcanzar en una zona bajo unas condiciones climáticas y de vegetación dadas, se ha de estimar la evapotranspiración real bajo las condiciones naturales de suministro, disponibilidad de agua y características hidrológicas que modulen esa disponibilidad. En este sentido un papel importante juega el agua almacenada en el suelo y la zona no saturada, la estructura de las raíces en ella, la generación de fuerzas de succión desde las capas superiores de secado, la presencia niveles freáticos someros, etc.

En cuanto a las posibilidades de simulación de la evapotranspiración real hay que citar en primer lugar la posibilidad de utilizar coeficientes multiplicativos como los expuestos anteriormente según el tipo de cultivo y que sean capaces de reflejar las condiciones no estándar de la vegetación, el grado de estrés hídrico al que está sometida y las condiciones del suelo.

Esta aproximación también se puede realizar utilizando modelos hidrológicos que simulan el ciclo por medio de almacenamientos y leyes de transferencia de agua entre ellos, más o menos complicadas según las hipótesis de partida, su grado de discretización espacial y paso temporal. La evapotranspiración potencial del cultivo de la zona caracteriza el gasto de agua bajo unas condiciones climáticas y de vegetación existente. Por medio de balances se van movilizando las cantidades de agua disponibles en los distintos almacenamientos. La evapotranspiración real se va produciendo en función de las disponibilidades de agua de cada almacenamiento y de sus correspondientes leyes de transferencia.

Un modelo sencillo como el de Thomthwaite simula la evapotranspiración real en función del conocimiento de la evapotranspiración potencial como cantidad máxima de gasto y de la precipitación, que va llenando el suelo hasta un volumen máximo, por encima del cual se produce escorrentía. La evapotranspiración real se produce a costa del volumen almacenado en el suelo. Otros modelos más elaborados consideran otros procesos y almacenamientos de agua como el de interceptación de lluvia o riego, almacenamientos superficiales, el almacenamiento y flujo en el suelo y zona no saturada y el correspondiente a la zona saturada en cada uno de los cuales se postulan leyes de transferencia sobre las que actúa la evapotranspiración, siempre limitada por la potencial o de referencia.




Precipitación Evapotranspiración real

Evapotranspiración potencial

Almacenamiento en el suelo Máx xx mm

Escorrentía superficial


1. APLICACIÓN THORNTHWAITE

Con los siguientes datos, calcular la ETP de los meses de febrero, mayo y enero mediante el

Método de Thomthwaite. (Latitud: 40° N)

Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov DicMínima -6,8 -4,2 -1,2 2,9 7,3 11,8 16,6 15,4 10,0 4,1 -1,60 -5,8 .Máximamensual

3,0 6,5 10,8 16,2 22,4 28,5 34,0 32,2 26,7 19,3 10,1 3,8Promedio -1,90 1.15 4.8 9.55 14.85 20.15 25.30 23.8 18.35 11.70 4.25 -1.00

a = f (I) = 0,49 + 0,0179.I-0,000077.I2 + 0,000000675.I3

b =

LATITUD:_ 40°

Latitud ° Ene Feb Mar Abr Muy Jun Jul Ago Sep Oct Nov Dic

60 N 0,55 0,68 0,99 1,19 1,45 1,54 1,52 1,31 1,04 0,84 0,59 0,4855 N 0,65 0,72 1,00 1,16 1,37 1,42 1,42 1,26 1,04 0,87 0,67 0,6050 N 0,72 0,76 1,01 1,13 1,31 1,34 1,35 1,22 1,03 0,90 0,73 0,6845 N 0,77 0,79 1,01 1,11 1,26 1,28 1,30 1,19 1,02 0,92 0,77 0,7440 N 0,81 0,81 1,01 1,09 1,23 1,24 1,25 1,17 1,02 0,94 0,81 0,7935 N 0,85 0,83 1,02 1,08 1,19 1,20 1,22 1,14 1,02 0,96 0,84 0,8330 N 0,88 0,85 1,02 1,06 1,17 1,16 1,18 1,12 1,01 0,97 0,87 0,8725 N 0,91 0,87 1,02 1,05 1,14 1,13 1,15 1,11 1,01 0,98 0,90 0,9020 N 0,94 0,88 1,02 1,04 1,12 1,10 1,13 1,09 1,01 0,99 0,92 0,9315 N 0,96 0,89 1,03 1,03 1,09 1,07 1,10 1,08 1,01 1,00 0,94 0,9610N 0,99 0,91 1,03 1,02 1,07 1,05 1,08 1,06 1,00 1,01 0,96 0,985N 1,01 0,92 1,03 1,01 1,05 1,02 1,06 1,05 1,00 1,02 0,98 1,010 1,03 0,93 1,03 1,00 1,03 1,00 1,03 1,03 1,00 1,03 1,00 1,035S 1,06 0,95 1,04 0,99 1,01 0,98 1,01 1,02 1,00 1,04 1,02 1,0610S 1,08 0,96 1,04 0,98 0,99 0,95 0,99 1,01 1,00 1,05 1,04 1,0815 S 1,10 0,97 1,04 0,97 0,97 0,93 0,96 0,99 0,99 1,06 1,06 1,1120 S 1,13 0,99 1,04 0,96 0,95 0,90 0,94 0,98 0,99 1,07 1,08 1,1425 S 1,15 1,00 1,04 0,95 0,93 0,87 0,91 0,96 0,99 1,09 1,10 1,1730 S 1,18 1,02 1,05 0,94 0,90 0,84 0,88 0,94 0,99 1,10 1,13 1,2035 S 1,21 1,03 1,05 0,92 0,87 0,80 0,85 0,92 0,98 1,11 1,16 1,2440 S 1,25 1,05 1,05 0,91 0,84 0,76 0,81 0,90 0,98 1,13 1,19 1,2845 S 1,30 1,08 1,06 0,89 0,80 0,72 0,77 0,87 0,98 1,15 1,23 1,3350 S 1,35 1,11 1,06 0,87 0,75 0,66 0,71 0,84 0,97 1,17 1,27 1,3955 S 1,42 1,14 1,07 0,84 0,69 0,58 0,64 0,80 0,96 1,19 1,33 1,4760 S 1,52 1,19 1,07 0,81 0,61 0,46 0,54 0,75 0,96 1,23 1,41 1,59



1. SOLUCIÓN THORNTHWAITE:

Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov DicMínima mensual -6,8 -4,2 -1,2 2,9 7,3 11,8 16,6 15,4 10,0 4,1 -1,60 -5,8

Máxima mensual 3,0 6,5 10,8 16,2 22,4 28,5 34,0 32,2 26,7 19,3 10,1 3,8

Media -1,9 1,1 4,8 9,6 14,9 20,2 25,3 23,8 18,3 11,7 4,3 -0,9

Índice climático 1 - -

I = 51,83

a = 1,30

*

*

*



2. APLICACIÓN JENSEN HAISE

Calcular la ETP del cultivo de referencia, según el Método de Jensen Haise:

T media mensual = 15 °C;

Tmax = 34 °C, Tmin = 16 °C del mes más caluroso (Julio)

Sabiendo que:

- Radiación extraterrestre o en el techo de la atmósfera:

- Radiación total incidente: Rs = (0,803 - 0,340. C - 0,458 • C 2). I0

- C = 0,3 y h = 600m

- easT y east son presiones de saturación de vapor para T (temperatura máxima del mes más caliente) y t (temperatura mínima del mes más caliente):

- lv es el calor latente de vaporización:

- w es la densidad del agua líquida: w = 997.



2. SOLUCIÓN JENSEN HAISE

Aplicación conforme a los datos:

-

- RS = (0,803 – 0,340 . C – 0,458.C2).Io

- C = ,3 y h = 600 m.

- Rs = 0,803 – 0,340 . 0,3 – 0,458*0,32 = 281.

- Mes más caluroso del año: julio, Tmáx = 34ºC, tmin =16ºC

-

-

-

-

-

-

-



3. APLCACIÓN DE PENMAN

Calcular la tasa de evaporación mediante la formulación de Penman, sabiendo que:

- Balance energético:

Radiación neta, Rn = 200

lv = 2501 - 2,361 . T = 2501 - 2,361.15 =2465- 103 .

Tasa de evaporación, Er =

- Condición aerodinámica:

Tasa de evaporación,

Constante: k = 0,4 ; Densidad del aire húmedo:

Presión de saturación del vapor: eas = 611-

Presión de vapor en el aire: e = hr . eas

hr = 40%, Velocidad del viento a la altura de medición, u2 = 3 m/s

Presión del aire, p = 101300 Pa

Altura de rugosidad, Z1 = 0,03 cm

Altura de medición del anemómetro, z2 = 2 m



3. SOLUCIÓN DE PENMAN

- Balance energético:

- Condición aerodinámica;

=

- Combinación:

Aplicación Taylor



4. APLICACIÓN PENMAN MONTEITH

Aplicar el método de Penman Monteith con los datos de los ejercicios anteriores, sabiendo

que :

- G 0, transferencia de calor sensible a las capas inferiores.

- ra , resistencia aerodinámica (s/m)

- rc, resistencia del flujo de vapor a través de los estomas de las hojas y superficie

evaporante (s/m)

- Para el cultivo herbáceo de referencia:

LAI =24.hherbáceo

siendo:

- LAI, índice de área foliar.

- hherbáceo altura del cultivo herbáceo (=12 cm).

- u2, velocidad del viento a la altura de medición (3m).


Capitulo iii-evaporación-y-evapotranspiracion

Business

Transcript of Capitulo iii-evaporación-y-evapotranspiracion