1.4. EVAPORACIÓN Y EVAPOTRANSPIRACIÓN

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1.4. EVAPORACIÓN Y EVAPOTRANSPIRACIÓN
1.4.1. Evaporación
El fenómeno de la evaporación es el paso del agua en estado líquido al agua
en estado vapor.
Como se ha comentado en el apartado de climatología, para que se produzca
evaporación se precisa de la energía que proporcionan las radiaciones solares
(radiaciones netas) además de agua, por supuesto. En general, la evaporación
es tanto más fácil cuanto mayor sea la libertad que tengan las moléculas
(mayor temperatura), y más intensa cuanto mayor cantidad de agua exista
(hasta un determinado límite), y sobre todo, cuanto mayor sea la superficie
evaporante, a igualdad de masa. Además la atmósfera que está en contacto
con el agua debe tener la capacidad de aceptar vapor de agua y también el
proceso de evaporación puede estar favorecido por baja presión atmosférica y
elevada temperatura del aire.
Proceso de la evaporación
Las moléculas de agua están en continuo movimiento, de manera que al llegar
a la superficie, reciben radiación y se calientan, aumentando su energía
cinética lo suficiente como para superar la atracción molecular y escapar al aire
en forma de vapor. En consecuencia, la capa inmediata de aire se satura y se
produce el fenómeno contrario. Si el balance es positivo, se produce
evaporación; si el balance es negativo, se produce condensación.
Factores que influyen en el proceso de la evaporación (Figura 1.4.1)
-
La radiación solar neta. La radiación media recibida en una zona
determinada es del orden de 700 cal/cm2·día. De ésta, se produce una
reflexión en el agua del 5 al 15%. De manera que la radiación neta
recibida será de 600-665 cal/cm2·día, que serán aplicables para
evaporar agua.
-
Para evaporar 1 cm3 de agua, son precisas 595 calorías,
aproximadamente. Por tanto, una radiación neta de 600 a 665
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cal/cm2·día producirá una evaporación del orden de 1-1,1 cm/cm2, es
decir, 10-11 mm/día, como máximo, pero normalmente se produce
alrededor de 2-3 mm/día. Cabe comentar que este valor variará
considerablemente dependiendo de si se trata de la evaporación de
agua contenida en el suelo, o de agua libre circulante, o de agua
contenida en un charco o en un gran lago.
-
Según Dalton, la evaporación puede definirse como E = k(es – ed) donde
es es la tensión o presión de vapor saturante a la temperatura del agua,
y ed es la tensión o presión de vapor en el aire. Por lo tanto, la
temperatura del aire y la temperatura del agua influyen en la
evaporación.
-
La velocidad y la turbulencia del viento, cuyos efectos son los de renovar
el aire y cambiar la tensión de vapor. Es decir, cambiar la capacidad del
aire para poder acoger más proporción de vapor de agua. A más
velocidad del viento, más capacidad de evaporación.
-
La presión atmosférica, ya que si ésta disminuye (a mayor altura de cota
topográfica), aumenta la evaporación. Pero en general, a medida que
aumenta la altitud (disminución de la presión atmosférica), disminuye la
evaporación, porque con la altitud decrece la temperatura y este factor
influye proporcionalmente más que el factor de la presión.
-
La pureza del agua, ya que un aumento del 1% en la concentración de
sales disueltas provoca una disminución del 1% de la evaporación.
AGUA
VAPOR
DE AGUA
Condicionantes de la
sustancia a evaporar
Condicionantes
del medio receptor
- Temperatura del agua
-Temperatura del aire
- Radiación neta recibida
- Presión atmosférica
- Superficie expuesta
- Humedad
- Pureza del agua
- Velocidad y turbulencia
del viento
Figura 1.4.1. Factores condicionantes de la evaporación.
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Otras características de la evaporación:
-
La evaporación afecta a toda el agua situada sobre la superficie terrestre
y a una pequeña porción superficial del agua del subsuelo que asciende
por capilaridad, según las características del suelo. Así por ejemplo, la
evaporación alcanza hasta 8 cm de profundidad en suelos arenosos, y
25 cm en suelos arcillosos.
-
La evaporación directa desde un suelo desnudo es superior a la que se
produce desde un suelo cubierto por vegetación, aunque en este caso
hay que añadir la transpiración, originada por la cubierta vegetal.
Cómo medir la evaporación:
Las unidades de medida de la evaporación son los mm de altura de agua
evaporada (mm), lógicamente referida a un determinado periodo o unidad de
tiempo.
La evaporación es un parámetro del ciclo hidrológico difícil de evaluar ya que
como se ha visto anteriormente depende de un conjunto de factores y
condiciones que localmente pueden variar considerablemente. Para medir la
evaporación, se utilizan diversos métodos, sean instrumentales, teóricos o
fórmulas empíricas.
La instrumentación utilizada para medir la evaporación depende de si el agua
se encuentra como superficie libre o impregnando el suelo. Para medir la
evaporación desde una superficie de agua libre, se utilizan bien los estanques
de evaporación o bien los evaporímetros tipo Piché:
-
Los tanques de evaporación: Son depósitos de dimensiones conocidas
en los que se determina la evaporación que se produce controlando los
parámetros meteorológicos ya que la evaporación varía en función de
ellos (Figura 1.4.2).
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Figura 1.4.2. Tanque de evaporación. (Fuente: http://www.miliarium.com).
-
El evaporímetro de Piché está formado por un tubo graduado de 1 cm
de diámetro, abierto por un extremo que se cubre con un disco de papel
de filtro (Figura 1.4.3). Se llena de agua destilada o de lluvia y se cuelga
del techo de una estación meteorológica de condiciones adecuadas. A
medida que el agua se vaya evaporando el nivel de agua irá
disminuyendo y se podrá leer la medida en el tubo graduado.
Figura 1.4.3. Evaporímetro de Piché. (Fuente: http://www.miliarium.com).
Para los suelos sin vegetación se utiliza el lisímetro, o bien se construyen
parcelas experimentales. Esta instrumentación es aplicable también, para el
cálculo en suelos con vegetación:
-
El lisímetro es un instrumento de forma paralepípeda con una superficie
de unos 8 m2 y unos 2 m de altura de material impermeable y no
cubierto. En su base se introduce un suelo artificial para experimentar
con el proceso de evaporación y obtener medidas. Se debe controlar el
volumen de agua que precipita sobre esta superficie, el volumen de
agua de escorrentía superficial que se forma y también la escorrentía
subterránea.
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Finalmente se puede plantear el balance: Evap = Pr ecip − E sup+ ΔR .
-
El funcionamiento de las parcelas experimentales se basa en que se
asimila una superficie de suelo a una cuenca pequeña con unas
condiciones que serán las generales en relación a la cuenca real.
Aislando esta zona de suelo con pantallas impermeables que llegan
hasta la profundidad de encontrar un material impermeable. Deben
controlarse todos los volúmenes de agua implicados en esta superficie
de experimentación.
1.4.2. Transpiración
Cuando un suelo está cubierto de vegetación, pierde agua tanto por
evaporación directa como sobretodo por el agua que absorben las plantas en
su ciclo vital a través de las raíces; esta agua, tras circular por la planta, una
parte de ella llega a evaporarse al exterior. No todas las plantas presentan un
proceso de transpiración igual por lo que puede diferenciarse varios tipos:
Tipos de plantas según la disponibilidad o necesidad de agua:
-
Hidrófitas: Viven en el agua total o parcialmente sumergidas.
Mesófitas y xerófitas: Toman el agua de la zona no saturada del suelo.
Freatófitas: Toman alternativamente agua de la zona no saturada o de la
zona saturada del suelo en momentos de escasez, y en algunos casos
se las considera como potentes bombas de evapotranspiración (por
ejemplo chopos).
Desarrollo del proceso de la transpiración:
El agua se absorbe por ósmosis a través de las células epidérmicas de las
raíces, y pasa, célula a célula, hasta llegar a los vasos y las traqueidas, y de allí
a las hojas, desde donde sale al exterior por los estomas, quedando así
sometida a la evaporación.
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Factores que influyen en la transpiración:
Los factores climáticos que influyen en la transpiración son los mismos que los
que influyen sobre la evaporación. Pero, en el caso de la transpiración también
representan un papel importante los factores biológicos. Así, la apertura de los
estomas depende de la iluminación, temperatura y humedad locales; es
importante también la especie vegetal, su edad, desarrollo, tipo de follaje y
profundidad radicular; y además, la humedad del suelo, que es un factor
significativo para las plantas mesófitas y xerófitas.
La transpiración varía apreciablemente en el tiempo: cesa prácticamente al
ponerse el sol, y fuera del periodo vegetativo de la planta, es muy bajo. La
medida aislada de la transpiración es objeto de trabajos de laboratorio
edafológico, pero carece de interés en hidrología.
1.4.3. Evapotranspiración
Se define como la suma de la evaporación y de la transpiración, para áreas
cubiertas de vegetación, dada la imposibilidad práctica de cuantificar por
separado ambos fenómenos. Se definen dos tipos de evapotranspiración: la
evapotranspiración potencial y la evapotranspiración real.
•
La evapotranspiración potencial (ETP) en teoría es la evapotranspiración
que se produciría si se cumplieran dos hipótesis: que existe un desarrollo
vegetativo óptimo y que la humedad del suelo coincida con su capacidad de
campo. De hecho, se aplica a la evapotranspiración que se produce si la
humedad del suelo es suficiente para que la vegetación absorba toda el
agua que necesita sin limitación por sequedad del suelo.
La evapotranspiración de cultivo de referencia o evaporación de referencia
(Erc, Eto) es la evaporación (mm/d) de un cultivo ideal de hierba con una
altura fija de 0.12 m, un albedo de 0.23 y una resistencia superficial de 69
s/m. Este concepto es parecido al de evapotranspiración.
•
La evapotranspiración real (ETR) representa lo que realmente vuelve a la
atmósfera por evapotranspiración, en las condiciones reales del área
estudiada. Ésta depende de la cantidad de agua disponible para evaporarse
en una zona determinada, ya que si el suelo llega al punto de marchitez
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permanente, las plantas pierden la capacidad de extraer más agua y por
tanto la evaporación real quedará limitada. Se puede calcular como:
E = K s (θ) * K CO (t ) * E rc
K s (θ) es la corrección si existe poca disponibilidad de agua en el suelo que
implica una reducción de la evaporación. Si el suelo está saturado en agua, la
planta no sufre stress hídrico Ks=1.
K CO ( t ) es la corrección respecto al cultivo de referencia que tienen diferentes
necesidades de agua de las plantas.
La nomenclatura de la ETP y la ETR puede variar según la bibliografía, de este
modo:
Erc=Eto=ETP
E=ETR
Con todo, se llega a la conclusión que la ETP es el límite máximo de la ETR.
La ETR, a su vez, se estima a partir de la ETP, mediante balances
hidrometeorológicos que serán ampliados más adelante.
El concepto de evapotranspiración está ligado a algunos términos que es
necesario precisar:
-
El uso consuntivo: Se refiere a aquellos usos del agua que implican la
pérdida de una parte del agua empleada. Así pues, el uso consuntivo
agrario puede identificarse con la evapotranspiración real en las zonas
de cultivo. No obstante, muchas de las técnicas de riego aplican
volúmenes superiores a éste, de manera que parte del agua de riego se
infiltra. Este retorno de riego puede estimarse en términos generales en
un 20%, aunque las nuevas técnicas más eficientes pueden reducir
mucho esta pérdida.
-
Demanda de agua para riego: Es el producto de la diferencia entre la
evapotranspiración potencial y la evapotranspiración real por el
coeficiente de eficiencia: (ETP-ETR) x coeficiente de eficiencia, es decir,
la cantidad de agua que es necesario aplicar al suelo para que las
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plantas se desarrollen de manera óptima, teniendo en cuenta las
pérdidas del sistema de riego aplicado.
Para estimar a groso modo el orden de magnitud del fenómeno de la
evapotranspiración, se contabiliza que un 70% de la precipitación retorna a la
atmósfera mediante evapotranspiración; pudiéndose alcanzar en ocasiones
hasta el 90%. Así, por ejemplo, para una ETR de 3-4 mm/día, se supone que
de 30 a 40 toneladas de agua por hectárea han retornado a la atmósfera en un
día. A continuación veremos la forma de calcular todos estos términos con
mayor rigor, ya que estas estimaciones son demasiado groseras para cualquier
cálculo de recursos de aguas subterráneas y su utilización.
Métodos empleados para estimar la evapotranspiración:
•
Métodos teóricos:
-
Balance de energía: Se realiza un balance de energía a un elemento de
volumen con base en la superficie y que contiene cobertura vegetal y
está en contacto con la atmósfera.
El inconveniente de este método es que se deben tomar muestras muy
próximas a la superficie y en el caso de terrenos poco homogéneos esta
función es complicada para obtener un valor medio de la
evapotranspiración en la parcela.
•
-
Perfiles de humedad y velocidad del viento: La aplicación de este
método consiste en obtener unos valores de la evapotranspiración a
partir de las medidas de los gradientes de humedad y velocidad del
viento. Puede aplicarse este método para intervalos de tiempos cortos.
-
Flujo turbulento de humedad: Se obtiene unos valores aplicando unas
fórmulas con las medidas realizadas en intervalos pequeños de tiempo
del flujo de vapor y del calor sensible que discurre por él.
Métodos directos o instrumentales:
-
Evapotranspirómetros: en este caso se aplica a un suelo cubierto de
vegetación (Figura 1.4.4) obteniéndose valores a partir de los cuales
puede plantearse un balance de agua.
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Figura 1.4.4. Evapotranspirómetro. (Fuente: http://www.miliarium.com).
•
-
Lisímetros: El funcionamiento es el mismo que se ha descrito en la
medición de la evaporación, pero esta vez, el suelo estará cubierto de
vegetación, de manera que los datos calculados serán de
evapotranspiración real.
-
Parcelas y cuencas experimentales: el mismo funcionamiento descrito
en el apartado de cálculo de la evaporación, pero experimentando con
un suelo cubierto de vegetación, de manera que los datos obtenidos
sean de evapotranspiración.
Métodos empíricos o semi-empíricos:
A continuación se exponen fórmulas empíricas de cálculo de ETP. El método
considerado como mejor y adoptado como standard por la FAO es el de
Penman-Monteith y requiere muchos datos, por lo que su utilización es
limitada. El resto de métodos requieren menos datos para realizar los cálculos
pero son menos precisos, entre ellos el mejor sería el de Hargreaves.
- THORNTHWAITE:
El método de cálculo de Thornthwaite para obtener la ETP en mm/mes, utiliza
como variable fundamental la temperatura media de cada mes,
ETP =
N d
⋅
⋅ε
12 30
siendo
⎛ t⎞
ε la ETP diaria en mm ε = 16⎜10 ⎟
⎝ I⎠
a
a = 675 ⋅ 10 −9 I3 − 771 ⋅ 10 −7 I2 + 1972 ⋅ 10 −5 I + 0.49239
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⎛t⎞
i es el índice de calor mensual: i = ⎜ ⎟
⎝5⎠
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siendo t la temperatura media diaria
en ºC. Æ cálculo del índice de calor anual: I = ∑ i
N, número máximo de horas de sol según la latitud (Tabla 6.3 Custodio, E.,
Llamas, M.R., 1983, pág. 292).
d, número de días del mes.
- TURC:
Turc (1961) desarrolló un método de obtención de la ETP utilizando
como variables fundamentales los valores de la insolación y de la
temperatura media diaria.
ETP = 0,40
t
(R i + 50)
t + 15
(en el mes de Febrero se sustituye el coeficiente 0.40 por el valor de 0.37)
siendo t la temperatura diaria del mes
ETP la evapotranspiración potencial en el mes mm/mes
Ri la radiación solar global incidente media diaria del mes en cal/cm2*día
RA la radiación global incidente sobre superficie horizontal sin atmósfera
cal
2
cm .día
N número máximo de horas de insolación según la latitud (Tabla 6.3 Custodio,
E., Llamas, M.R., 1983, pág. 292)
n horas de insolación efectiva
si HR <50% se introduce un factor de corrección, de manera que
ETP = 0,40
t
(R i + 50 )⎛⎜1 − 50 − HR ⎞⎟
70 ⎠
t + 15
⎝
- PENMAN-MONTEITH:
Es el mejor método, se basa en establecer hipótesis simplificativas, un balance
de energía, entre la superficie del suelo y una altura referenciada.
ΔR +ε
a
γ n
ET0 =
Δ +1
γ
; ETP = ET0 * d * f
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Donde:
Rn, radiación neta en mm de agua que puede evaporar en 1 día.
ε a = 0.35 * (0.5 + 0.54 V ) * (e a − e d ) en mm/d
Δ
pendiente de la curva de tensión saturante para la temperatura del aire
en mm Hg/ºC
γ constante psicrométrica 0.485 mm Hg/ºC
d, número de días
f, factor reductor (Tabla 6.11 Custodio, E., Llamas, M.R., 1983, pág. 330)
Datos necesarios: valores medios diarios
λ , Latitud
n, horas de insolación en horas
t, temperatura en ºC
V, velocidad del viento a 2m sobre la superficie en m/s
Humedad relativa (HR) % adimensional
Cálculos a realizar:
a)
Δ
γ
para un tiempo t
Æ Tabla 6.10 Custodio, E., Llamas, M.R., 1983, pág.
328.
b) R n = RN c1 Los valores de C1 se toman de la Tabla 6.8 Custodio, E., Llamas,
M.R., 1983, pág 320.
Para el cálculo de RN ver fórmula 6.2 Custodio, E., Llamas, M.R., 1983, pág.
294.
c) ε a = 0.35 * (0.5 + 0.54 V ) * (e a − e d ) en mm/d
ea es la tensión de vapor saturante y los valores pueden consultarse en la Tabla
6.6 Custodio, E., Llamas, M.R., 1983, pág 293.
ed es la tensión de vapor de agua en el aire en mm de Hg e d = e a *
HR la humedad relativa expresada en %.
-
BLANEY-CRIDDLE:
⎛ 45.7t + 813 ⎞
Se obtiene la ETP mensual en mm/mes: ETP = K ⋅ p ⋅ ⎜
⎟
100
⎝
⎠
HR
siendo
100
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siendo
K un coeficiente empírico según el tipo de vegetación (tabla 6.14 Custodio, E.,
Llamas, M.R., 1983, pág. 336).
t la temperatura media diaria del mes en ºC
p el porcentaje de número máximo de horas de insolación al mes respecto al
número total anual.
Se debe aplicar esta fórmula para cada tipo de cultivo (diferentes valores de K),
y se obtiene el valor total de la ETP aplicando al valor de la ETP de cada cultivo
su superficie y calculando el sumatorio.
- HARGREAVES:
Es el mejor método que se puede utilizar cuando únicamente se tienen datos
de la temperatura. Es una relación empírica que se basa en que tanto la
radiación neta como el déficit de presión de vapor deben guardar una relación
con la temperatura. La expresión citada con más frecuencia en la bibliografía:
ET0 = 0,0023 (tmed + 17,78) R0 * (tmax - tmin)0,5
donde: ET0 = evapotranspiración potencial diaria, mm/día
tmed = temperatura media diaria, °C
R0 = Radiación solar extraterrestre , en mm/día (Tabla 1.2.2)
tmax = temperatura máxima diaria
tmin = temperatura mínima diaria