1.4. EVAPORACIÓN Y EVAPOTRANSPIRACIÓN

1.4. EVAPORACIÓN Y EVAPOTRANSPIRACIÓN

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

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.

Figura 1.4.1. Factores condicionantes de la evaporación.

AGUA

VAPOR

DE AGUA

- Temperatura del agua -Temperatura del aire - Radiación neta recibida - Presión atmosférica - Superficie expuesta - Humedad

- Pureza del agua - Velocidad y turbulencia

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).

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.

Finalmente se puede plantear el balance: Evap=Precip−Esup+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.

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

permanente, las plantas pierden la capacidad de extraer más agua y por tanto la evaporación real quedará limitada. Se puede calcular como:

( )

( )

( )

K 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.

) t (

K_CO 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

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.

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,

ε ⋅ ⋅ = 30 d 12 N ETP siendo ε la ETP diaria en mm a I t 10 16 ⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ = ε 49239 . 0 I 10 1972 I 10 771 I 10 675 a= ⋅ −9 3 − ⋅ −7 2 + ⋅ −5 +

i es el índice de calor mensual: 514 . 1 5 t i ⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛

= 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.

(

)

15 t t 40 , 0 ETP _i+ + =

(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

2

cal 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

(

)

Es el mejor método, se basa en establecer hipótesis simplificativas, un balance de energía, entre la superficie del suelo y una altura referenciada.

1 R ET₀ n a + ε + = γ Δ γ Δ ; ETP =ET₀ *d*f

Donde:

Rn, radiación neta en mm de agua que puede evaporar en 1 día.

(

) (

)

a =0.35* 0.5+0.54V * e −e

ε 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) _γΔ para un tiempo t Æ Tabla 6.10 Custodio, E., Llamas, M.R., 1983, pág. 328.

b) N ₁

c R n

R = 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*

(

) (

)

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

100 H * e e R a d = siendo

HR la humedad relativa expresada en %.

- BLANEY-CRIDDLE:

Se obtiene la ETP mensual en mm/mes: ⎟

⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ + ⋅ ⋅ = 100 813 t 7 . 45 p K ETP

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