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Infiltración y Movimiento del Agua en el Suelo
Infiltración
– Movimiento del agua en el suelo –
Tipos de agua en movimiento en el suelo. De acuerdo a la condición del medio en el que se mueve el agua, se han reconocido tres tipos:
- Flujo en medio saturado: agua en forma líquida.
- Flujo en medio no saturado: agua en forma líquida.
- Flujo del vapor de agua: agua en estado gaseoso.
Por otra parte, existen varios factores que determinan que el agua se mueva en el suelo, entre los más importantes se encuentran: la cantidad de agua aplicada, la capacidad de infiltración, la conductividad hidráulica de los horizontes inferiores y la cantidad de agua que el suelo puede retener.
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Si se compara dicho movimiento, entre un suelo arcilloso y uno arenoso, se observará que al aplicar un volumen constante de agua a cada uno de ellos, la conductividad hidráulica de los horizontes inferiores y la capacidad de infiltración es menor en el primero, a diferencia de la capacidad de retención de agua la cual es menor en el segundo tipo de suelo, como se puede ver en la siguiente figura.
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– Movimiento del agua en suelos saturados
Se dice que un suelo está saturado cuando el gradiente de potencial hídrico está controlado por la fuerza de gravedad. Esto sucede cuando el contenido de humedad está por encima de la capacidad de campo.
El movimiento del agua en este tipo se realiza principalmente en los espacios que ocupan los poros mayores y depende principalmente de su número relativo y de su continuidad.
En este caso la ley de Darcy es válida y la velocidad con la que pasa el agua a través de un suelo se calcula con la ecuación:
El problema principal en un suelo saturado es el drenaje y la fórmula anterior se emplea generalmente para determinar la permeabilidad de las muestras de suelo en cilindros pequeños en el laboratorio.
– Movimiento del agua en Suelos no Saturados
Un suelo está no saturado cuando el agua se mueve en películas que rodean a las partículas del suelo, este movimiento está controlado por fuerzas de tensión superficial (Capilaridad) y no por fuerzas de gravedad en los poros, esto se presenta cuando el contenido de humedad está por debajo de la capacidad de campo.
El movimiento del agua depende pues, del cambio de tensión, a mayor tensión en el agua entre dos puntos hay mayor movimiento de humedad, además dicha tensión es inversamente proporcional al contenido de humedad. Cabe hacer mención que la ley de Darcy puede aplicarse al flujo no saturado, si K se considera como función del contenido hídrico. A medida que el contenido de humedad y el potencial hídrico disminuyen, la conductividad hidráulica desciende muy rápidamente.
– Movimiento del Agua de un Suelo Saturado a uno no Saturado
El movimiento del agua partiendo de un frente de mojado es importante en Irrigación, principalmente cuando se tienen suelos con niveles freáticos elevados.
Si el suelo se encuentra saturado, la dirección predominante del agua, es hacia abajo. Por el contrario, si dicho suelo no lo está, tenderá a moverse tanto verticalmente como hacia los lados. Si el suelo está muy seco, el movimiento lateral puede ser, por cierto tiempo, tan grande como el movimiento hacia abajo.
Nivel del suelo
PERFIL DEL SUELO PERFIL DEL SUELO
SATURADO PARCIALMENTE HÚMEDO
Movimiento del agua en el suelo, dependiendo de la humedad que éste contiene.
La cantidad de agua que entra en un suelo dado, es mayor cuando el suelo está seco que cuando está húmedo, sin embargo, el avance del agua a través del suelo es menor cuando el suelo está seco. Esto se debe a que cuando la humedad llega hasta el suelo seco, la conductividad hidráulica disminuye bruscamente hasta que el suelo tiene alrededor de 80% de saturación, después de lo cual se mueve bastante rápido a la próxima partícula de suelo.
– Movimiento del agua en estado de vapor
Cuando el contenido de agua es cercano o menor que el PMP, la continuidad de las películas líquidas se rompe y el agua se mueve únicamente en estado de vapor.
Tal movimiento se desarrolla en forma de difusión molecular a través del aire del suelo y produce un transporte de agua si hay un gradiente de presión del vapor de agua.
Infiltración del Agua en el Suelo
La infiltración se refiere a la entrada del agua en el suelo. La cantidad de agua que se infiltra en un suelo en una unidad de tiempo, disminuye conforme aumenta la cantidad de agua que ingresa en él, la cual es máxima al comenzar la aplicación del agua en el suelo y va disminuyendo paulatinamente.
La disminución de la infiltración a medida que transcurre el tiempo, después del humedecimiento de un suelo, es de gran importancia para los estudios de aprovechamiento de agua de lluvia y de riego ya sea por gravedad o presurizado.
– Velocidad de Infiltración
Es la relación entre la lámina de agua que se infiltra y el tiempo que demora en hacerlo, se expresa generalmente en cm/h o cm/min.
Factores que influyen en la velocidad de infiltración
Tenemos los siguientes:
- La lámina de riego o de lluvia.
- La temperatura del agua y del suelo.
- La estructura y compactación.
- Contenido de humedad del suelo.
- Estratificación y actividades microbianas.
– Métodos para la medición de la velocidad de infiltración
Las determinaciones de infiltración pueden efectuarse en el laboratorio, sobre muestras alteradas y/o inalteradas, o siguiendo alguno de los métodos de campo.
En este trabajo se tratarán con mayor detalle los métodos que se realizan en el campo. Existen dos determinaciones típicas de infiltración que se usan para el diseño de los métodos de riego superficiales: el infiltrómetro de cilindros y el de entradas y salidas.
Método del infiltrómetro de doble cilindro
Este método es recomendable para la determinación de la velocidad de infiltración, para el diseño y evaluación de métodos de riego por inundación total. La prueba de infiltración en cilindros consiste en instalar concéntricamente en el terreno escogido para la prueba, un juego de dos cilindros huecos de acero, de 50 cm de alto, de 30 y 45 cm de diámetro, respectivamente. Se coloca un tablón de madera sobre los cilindros manteniéndolos a nivel. Luego se golpea la placa hasta que los cilindros penetren 15 cm dentro del suelo, procurando que entren perfectamente perpendicular al suelo. Se agrega agua en la parte comprendida entre los dos cilindros. Se coloca el plástico dentro del cilindro interior procurando que la superficie del suelo y las paredes del cilindro queden completamente cubiertas.
Se llena de agua el cilindro interior cubierto con el plástico y se mide el tirante y la lectura inicial antes de quitarlo. Se retira el plástico rápidamente y se hace la segunda lectura del nivel del agua utilizando la regla o tornillo micrométrico colocado en el interior del cilindro. Las lecturas se hacen para diferentes intervalos, dejando que baje el nivel del agua de 3 a 5 cm volviendo a agregar agua. Esto se hace en un intervalo corto de tiempo llamado tiempo muerto (1 min) en el cual no se calcula la velocidad de infiltración.
Sistema de cilindros concéntricos para medir la infiltración del suelo.
Sección Transversal de los cilindros instalados en el campo.
El cilindro exterior sirve para facilitar el mojado del borde del suelo bajo estudio (en el anillo interior). Esto reduce los errores que puedan surgir si un borde de suelo seco provoca el flujo horizontal del agua que penetra en el suelo del cilindro interior.
Método de entradas y salidas
Este método se utiliza en riego por surcos, como estos son esencialmente canales de sección pequeña, en los cuales el agua se infiltra gradualmente a lo largo del recorrido; para medir la velocidad de infiltración en el campo utilizando este método, se puede seguir el siguiente procedimiento:
Se selecciona el tramo del surco, se coloca una estructura aforadora pequeña al final del tramo seleccionado, se aplica un gasto al surco, de preferencia que sea constante, con sifones debidamente calibrados; luego se calcula la velocidad de infiltración partiendo de que se tiene un gasto de entrada, Q1, en la cabecera y un gasto de salida, Q2, medido en la estación aforadora; la diferencia de gastos, es el caudal de agua que permanece dentro del tramo de surco escogido, si se considera el tiempo transcurrido y el área de dicho tramo es posible obtener la velocidad de infiltración (Vi).
Cálculo de la velocidad de infiltración e infiltración acumulada
Con los datos obtenidos en el campo se calculan las ecuaciones de la velocidad de infiltración e infiltración acumulada o lámina acumulada. Existen varios modelos empíricos por medio de los cuales se ajustan los datos de campo.
Modelos matemáticos para calcular la velocidad de infiltración
Ecuación de Horton
Propuso la siguiente ecuación para la velocidad de Infiltración.
f = fc +(fo – fe) * e-kt
Donde:
- f = Velocidad de infiltración, cm/h
- fo = Velocidad de infiltración inicial, cm/h
- fe = Velocidad final de infiltración, cm/h
- k = Constante adimensional
- t = Tiempo, h
Ecuación de Philip
Propuso la siguiente ecuación:
Z = S*t0.5 + b*t
Donde:
- Z = Infiltración acumulada.
- S = Sortividad. (Indica la capacidad de absorber y liberar agua)
- B = Transmisibilidad.
- t = Tiempo.
Derivando la lámina (Z) con respecto al tiempo, se obtiene la velocidad de infiltración.
Modelo de Kostiakov-Lewis
Propusieron la siguiente ecuación, que si la integramos entre el límite 0 y t, se obtiene la infiltración acumulada.
I = K*tn
Donde:
1 =
Velocidad de infiltración, cm/h
t =
Tiempo, minutos
K =
Parámetro que representa la velocidad de infiltración durante el Intervalo
(cuando t = 1)
n =
Parámetro que indica la forma en que la velocidad de infiltración se reduce
tiempo, -1.0
Z = ∫ I.dt= ∫K*tn = K*tn+1 / n+1
Donde:
- ∫I.dt es la infiltración acumulada
La ecuación más utilizada para fines de riego es la de Kostiakov-Lewis, ya que los parámetros K y n, se pueden obtener fácilmente de los datos experimentales ya sea de una prueba de campo con cilindros infiltrómetros o de entradas y salidas en surcos. La estimación de los parámetros K y n, puede efectuarse siguiendo el método de Regresión Lineal.
Prueba de infiltración en surcos utilizando Regresión Lineal Simple
Durante la prueba se van obteniendo valores como los obtenidos en Chapingo México en un trabajo de investigación. Las que se determinan de la siguiente manera:
Columna (1) Hora en que se realiza el aforo del gasto.
Columna (2) Tiempo transcurrido desde el inicio de la prueba en la cabecera del surco.
Columna (3) Tiempo transcurrido desde que el agua llegó al final del tramo de la prueba.
Columna (4) Promedio de la columna (2) y (3)
Columna (5) Gasto de entrada el cual se recomienda sea constante, medido generalmente con sifones calibrados.
Columna (6) Gasto de salida, medido con estructura aforadora, en el punto de control.
Columna (7)
I=L/T
Donde:
- I = Velocidad de infiltración cm/h
- L = Lámina, cm
- T = Tiempo, horas
Pero:
Además:
Vi = (ql – q2) * t
Esto es válido si se desprecian las variaciones del volumen de agua almacenado temporalmente sobre la superficie del suelo.
Donde:
ql + q2 = Gastos a la entrada y a la salida del tramo de surco respectivamente para un instante dado, cm3/h y : As = La * b
Donde:
- La = Longitud del tramo de Ancho del surco, cm
- b = ancho del surco, cm
Entonces:
Por tanto para el primer aforo, la velocidad de infiltración será:
I = 8.99 c
qent.= 1.5 l.p.s/surco
Long, de la prueba = 60m
ancho surco = 0.8m
1
2
3
4
5
6
7
HORA
TPO.TRANSCURRIDO EN
PROMEDIO
Q1
Q2
EST. 0+000
EST. 0+060
TPO.ACUM.
l
(h:m¡n)
(min)
(min)
(min)
(l-P-s)
(l-P-s)
(cm/h)
08:17
INICIO
08:42
25
0
0
1.5
08:43
26
1
13.5
1.5
0.301
8.993
08:45
28
3
15.5
1.5
0.581
6.893
08:47
30
5
17.5
1.5
0.720
5.850
08:49
32
7
19.5
1.5
0.811
5.168
08:51
34
9
21.5
1.5
0.842
4.935
08:53
36
11
23.5
1.5
0.862
4.785
08:55
38
13
25.5
1.5
0.892
4.560
08:57
40
15
27.5
1.5
0.923
4.328
09:00
43
18
30.5
1.5
0.955
4.088
09:02
45
20
32.5
1.5
1.065
3.263
09:04
47
22
34.5
1.5
1.128
2.790
09:06
49
24
36.5
1.5
1.148
2.640
09:08
51
26
38.5
1.5
1.093
3.053
09:10
53
28
40.5
1.5
1.093
3.053
09:12
55
30
42.5
1.5
1.093
3.053
09:14
57
32
44.5
1.5
1.093
3.053
09:16
59
34
46.5
1.5
1.117
2.873
09:18
61
36
48.5
1.5
1.117
2.873
09:20
63
38
50.5
1.5
1.117
2.873
09:22
65
40
52.5
1.5
1.141
2.693
09:24
67
42
54.5
1.5
1.141
2.693
09:26
69
44
56.5
1.5
1.165
2.513
09:28
71
46
58.5
1.5
1.165
2.513
09:30
73
48
60.5
1.5
1.165
2.513
09:32
75
50
62.5
1.5
1.190
2.325
09:34
77
52
64.5
1.5
1.190
2.325
09:36
79
54
66.5
1.5
1.190
2.325
09:38
81
56
68.5
1.5
1.215
2.138
09:40
83
58
70.5
1.5
1.215
2.138
09:42
85
60
72.5
1.5
1.215
2.138
09:44
87
62
74.5
1.5
1.239
1.958
09:46
89
64
76.5
1.5
1.239
1.958
09:48
91
66
78.5
1.5
1.239
1.958
09:50
93
68
80.5
1.5
1.239
1.958
09:52
95
70
82.5
1.5
1.239
1.958
09:54
97
72
84.5
1.5
1.239
1.958
09:56
99
74
86.5
1.5
1.239
1.958
09:58
101
76
88.5
1.5
1.264
1.770
10:00
103
78
90.5
1.5
1.264
1.770
10:10
113
88
100.5
1.5
1.264
1.770
10:15
118
93
105.5
1.5
1.264
1.770
10:20
123
98
110.5
1.5
1.264
1.770
10:25
128
103
115.5
1.5
1.290
1.575
10:30
133
108
120.5
1.5
1.290
1.575
10:35
138
113
125.5
1.5
1.290
1.575
10:40
143
118
130.5
1.5
1.290
1.575
10:45
148
123
135.5
1.5
1.290
1.575
Cálculo de la velocidad de infiltración. Método: Entradas y salidas.
Fuente: Universidad Autónoma de Chapingo. Departamento de Irrigación, Laboratorio de
Riego, Montecillo.
Con los datos de velocidad de infiltración, se obtienen los parámetros n y K de la ecuación de Kostiakov-Lewis. Para la obtención de ellos, se seguirá un procedimiento de regresión lineal. Este procedimiento es mas preciso que los que se mencionarán más adelante por lo que es recomendable su utilización.
El método se basa en un ajuste de los datos de campo de la curva de infiltración al modelo
1= Ktn
Modelo de Kostiakov – Lewis VI = 42.5202 T Velocidad de infiltración Z = 2.3574 T Lámina acumulada
Curvas de velocidad de infiltración e infiltración acumulada obtenida con datos de
Prueba de infiltración con doble cilindro para el cálculo de la velocidad de infiltración. Durante la prueba se van obteniendo datos como los que se anotan en las columnas del cuadro anterior los que significan lo siguiente:
1
2
3
4
5
6
7
8
TIEMPO
INTERV.
TIEMPO
INTERV.
ENTRE
TIEMPO
ACUM.
LECTURA
DIF.
LECTURA
INFIL
TRACION
INFILT.
ACUMULADA
MUERTO
LECTURA
(hrmin)
(min)
(min)
(min)
(cm)
(cm)
(cm/h)
(cm)
08:40
8.59
08:41
1
1
11.52
2.93
175.80
4.2916
08:43
2
3
13.21
1.69
50.70
6.6599
08:46
3
6
8.69
8.7878
08:48
2
8
9.41
0.72
21.60
9.8595
08:51
3
11
10.24
0.83
16.60
11.1989
08:53
2
13
8.58
11.9725
08:58
5
18
10.17
1.59
19.08
13.6372
09:03
5
23
11.58
1.41
16.92
15.0421
09:08
5
28
12.98
1.40
16.80
16.2735
09:10
2
30
8.51
16.7289
09:15
5
35
10.13
1.62
19.44
17.7928
09:20
5
40
11.41
1.28
15.36
18.7690
09:25
5
45
12.46
1.05
12.60
19.6745
09:30
5
50
13.51
1.05
12.60
20.5214
09:35
5
55
14.58
1.07
12.84
21.3188
09:38
3
58
10.37
21.7766
09:43
5
63
11.47
1.10
13.20
22.5089
09:48
5
68
12.43
0.96
11.52
23.2072
09:58
10
78
14.25
1.82
10.92
24.5164
10:00
2
80
9.45
24.7660
10:10
10
90
10.13
0.68
4.08
25.9600
10:20
10
100
11.35
1.22
7.32
278.0781
10:30
10
110
12.33
0.98
5.88
28.1304
10:40
10
120
13.05
0.72
4.32
29.1267
10:50
10
130
13.95
0.90 |
5.40
30.0743
Obtención de datos para una prueba de infiltración con ci indros Columna (íj.-En esta se anota la hora en que se realiza cada lectura.
Columnas (2}.-Tiempo transcurrido entre lecturas. Se obtiene de la columna y (3) (1), sacando la diferencia entre dos lecturas consecutivas.
Columna {4) Tiempo acumulado en minutos
Columna (5) Lectura obtenida de la regla o tornillo micrométrico en el interior del cilindro. Columna (6) De la columna (4). Diferencia entre dos lecturas consecutivas para obtener la lámina infiltrada en el tiempo comprendido entre dichas lecturas.
Columna (7) Producto de columna (6) por 60 y el resultado se divide entre la columna (3) para obtener la velocidad de infiltración en cm/h.
Columna (8) Integrando la ecuación de Kostiakov-Lewis, se tiene que ¡a infiltración acumulada es igual a la siguiente ecuación.
RELACIONES AGUA SUELO PLANTA
- -Transporte de! agua a través de las plantas.- El movimiento desagua en la planta, fuera de algunas excepciones es ascendente, para llegar a la superficie y evaporarse hacia la atmósfera.
Existen tres teorías que explican este ascenso del agua y son Teoría de la presión radica!.
Teoría de la imbibición y capilaridad.
Teoría coheso-tenso-transpiratoria.
Las primeras dos teorías son atacadas porque actúan como factores de! ascenso del agua, pero no lo explican por sí solas, la tercera teoría es la más aceptada.
Teoría coheso-tenso-transpiratoria.-
Para explicar esta teoría haremos la comparación de un fenómeno físico con el caso de una planta que crezca en un suelo natural.
Se tiene un tubo largo de vidrio sumergido por un extremo en un vaso de precipitados lleno de agua, dicho tubo también se encuentra lleno de agua, de tal manera que hay una conexión ininterrumpida entre el agua del vaso y la de! tubo.
Si sobre el otro extremo de! tubo se coloca una esponja saturada de agua de tal manera que exista continuidad entre el agua de la esponja y ei agua del tubo, se logrará que una columna de agua sea “bombeada” a partir de! vaso de precipitado. A medida que el agua de la esponja se va evaporando, va siendo sustituida por agua del tubo, la cual a su vez, es reemplazada por agua del vaso. La columna de agua al ser bombeada se mantiene sin romperse y al mismo tiempo el agua que esta siendo aspirada hacia arriba, no se retira de las paredes de vidrio del tubo, esto se debe a las propiedades de adhesión y cohesión del agua.
Por elio, ia columna de agua no se romperá hasta que su fuerza áe cohesión y de adhesión sea menor que la presión gravitacional de la columna, en forma semejante, el agua contenida en el vaso corresponde al agua del suelo, el tubo de vidrio es hasta cierto punto análogo al tejido vascular de la planta, sobre todo si se considera que cada vaso es independiente.
Sistema analógico y sistema físico para demostrar la teoría coheso – tenso – transpiratoria
La superficie de evaporación de ia esponja es parecida a la superficie de evaporación del mesófilo de la hoja. A medida que el agua se evapora a partir de las células del mesófilo, se va estableciendo un aumento del déficit de presión de difusión (DPD) de las células que se encuentran en contacto con las lagunas aeríferas de la hoja. En su tendencia a igualar los déficits de presión de difusión, las células de la hoja acaban por absorber agua a partir de los nervios de la hoja, poniendo así al agua contenida en los vasos del xilema en un estado de tensión, presión negativa. Este estado de tensión se transmite a lo largo de las columnas continuas de agua, desde la parte superior de la planta hasta su sistema radical.
Niveles energéticos del agua en el sistema suelo-planta-atmosfera. Las formas de energía que reconoce ia Física clásica son la energía cinética y energía potencial; sin embargo, debido a que el movimiento del agua en ei sistema suelo-planta-atmósfera es relativamente lento, su energía cinética la cual es proporcional al cuadrado de la velocidad, se considera despreciable, por otra parte la energía potencial, la cual se debe a posición y/o condición interna, es de primordial importancia en la determinación del estado y movimiento del agua en el sistema mencionado.
Potencial total del agua en el Sistema Suelo-Planta-Atmósfera.- Aguilera (1988) cita a Hillel (1971) quien define al potencial total del agua del suelo como la diferencia entre las energías potenciales del agua de!sueio y la de un punto de referencia, tomando por convención el agua
pura a la presión atmosférica a la misma temperatura del agua del suelo (o a cualquier otra temperatura propuesta) y a una elevación constante especificada.El potencial total del agua del suelo, se define como la cantidad de trabajo que debe ser “hecho por una cantidad unitaria de agua para transportar reversible e isotermamente una cantidad infinitesimal de agua, desde un almacenamiento de agua pura a una elevación específica, a la presión atmosférica hasta un punto en el suelo. La diferencia entre el potencial de! agua en el almacenamiento de referencia, se debe a que la primera está sujeta a un número de campos de fuerza; tales campos se originan por la atracción de! agua por la matriz del suelo; así como por la presencia de solutos, la presión externa y la gravedad.
El potencial del agua en el sistema suelo – planta – atmósfera (SSPA) tiene un rango de variación muy amplio, siendo las diferencias de un punto a otro las que hacen que en un proceso espontáneo el agua se mueva constantemente de mayor a menor nivel energético, tendiendo al equilibrio dentro del sistema; por lo tanto, no es la cantidad absoluta de energía potencial contenida en el agua la que es importante como tal, sino la energía relativa en diferentes regiones del SSPA, referido a un estado patrón.
Supóngase que se tiene un recipiente cerrado y dentro de el dos depósitos con agua, uno con agua pura y otro con una solución, después de cierto tiempo se verá que el depósito de la solución aumentará, o sea que el agua se moverá de mayor a menor potencial; en este caso el agua pura tiene un potencial igual a cero y el agua con sales un potencial negativo.
La diferencia entre el potencial total del agua y el potencia! de! agua, es que el potencial total incluye el potencial gravitacional.
- –Componentes del Potencial total del agua en el Suelo. El potencial total del agua en el SSPA se integra por varios componentes, siendo la contribución de cada uno de ellos diferente en función de la parte y condición del sistema donde se considere. Por ejemplo, en un suelo con bajo contenido de humedad, la mayor contribución puede deberse al potencia! matricia!.
El potencial total del agua en el suelo puede expresarse mediante la siguiente relación:
\i¡ — xaj.u/_4-uí +UJ u»
*í ■ • ~á~s
Donde:
= Potencial total del agua en el suelo, atmósferas
= Potencial gravitacional, atmósferas
= Potencial de presión, atmósferas
= Potencial osmótico total, atmósferas
= Potencial por momento dipolar del agua, atmósferas
Yv
= Potencial por fuerzas de Van der Waals, atmósferas
Potencial gravitacional.- El potencial gravitacional del agua del suelo en cada punto está determinado por la elevación de dicho punto respecto de algún nivel de referencia arbitrario. A una altura h por encima del nivel de referencia la energía potencial gravitacional Eg, de una masa M de agua, ocupada por un Volumen V, es:
E* = V-3h = Pv, * V * g. h
Donde:
pw = Densidad de! agua, g/cm3 g = Aceleración de la gravedad, cm/s2
Entonces se puede decir que el potencial gravitacional, en términos de energía potencia! por unidad de masa es:
Va = g *h
El potencia! gravitacional puede considerarse como positivo o cero.
Potencial de presión.-Se da cuando el agua de! suelo está a una presión hidrostática mayor que la atmosférica, su potencial de presión se considera positivo; en el caso que esté a una presión menor que la atmosférica, una subpresión comúnmente conocida como tensión o succión, e! potencial de presión es considerado negativo; esto quiere decir que un punto debajo de una superficie libre de agua, su potencial es positivo; en un punto en la superficie libre de agua, su potencial de presión es cero; un punto dentro del agua que ha ascendido a un tubo capilar sobre esa superficie, tiene un potencial de presión negativo. La presión hidrostática P del agua es:
P = Pw * 9 * h
Donde: h = Distancia vertical del punto a la superficie libre del agua.
El potencial de presión negativo, es liamado Potencial Matricial (MJ), ya que resulta de la capilaridad y de las fuerzas de adsorción debido a la matriz del suelo, estas fuerzas atraen y retienen el agua en el suelo, disminuyendo (a energía potencial con respecto al agua de referencia.
Potencia! Osmótico.-Es e! trabajo que debe ser hecho para llevar 1 g. de agua del suelo que tiene una concentración C, ai mismo suelo cuando su concentración es cero. También menciona que este potencial se debe a la presencia de solutos en el agua del suelo y que es importante en terrenos salinos, donde el potencial del agua del suelo se disminuye a tal grado, que no existe flujo de agua hacia !as raíces de las plantas y que en casos extremos puede llegar a invertirse el sentido del flujo.
El potencial osmótico total se considera integrado por dos componentes, uno asociado con los solutos que se encuentran libres y el otro con ios que se encuentran retenidos en la superficie de los coloides cargados eléctricamente. Por tanto:
W — Uí +XU
4Ot — A .T * * .TT
Donde:
= Lo que se conoce comúnmente potencial osmótico, atmósferas.
HJnr = El potencial osmótico asociado con los solutos retenidos por los coloides, atmósferas.
Otros componentes dei potencia} total dei agua en el suelo. Desde el punto de vista práctico, no es necesaria ¡a determinación por separado de algunos componentes de! potencial total del agua, además de que sería muy difícil medirlos. Algunas mediciones abarcan varios componentes. Ejemplo: el potencial matricial se integra así:
Los componentes del segundo miembro son los que miden un tensiómetro y se conoce como el potencia! matricial o tensión del suelo. El tensiómetro es el instrumento que hemos utilizado para calcular ia tensión a 1/3 de atmósfera, cuando un suelo está a capacidad de campo.
En forma simplificada el potencial tota! del agua de! suelo puede expresarse como sigue:
% = ‘¥g+’¥x+’¥M+’¥p„
Potencial del agua en ia planta.-E! potencial de! agua de las células de una planta (ip) bajo condiciones isotérmicas, está determinado por la concentración de solutos en la vacuola. La relación quedará así:
T = 4′- + H’p + WM
Donde:
= Potencial osmótica, cantidad de agua adsorbida en las substancias.
= Potencial matricial.
4>P = Potencial de presión, presión ejercida por la pared celular.
y son cantidades negativas, mientras que 4^>
En tejidos vivos, el se considera despreciable debido a que numéricamente éste no es
significante hasta que cerca del 50% del agua dei tejido se ha perdido, pero si es así !a planta muere. Así que la relación para determinar el potencial de! agua en las plantas queda finalmente como sigue:
Potencial del agua en la atmósfera. El agua en la atmósfera generalmente se encuentra en forma de vapor con presión muy baja, por lo que puede considerarse como un gas ideal. Bajo estas condiciones su potencial puede determinarse a cualquier temperatura, midiendo ia humedad relativa y usando la siguiente relación teórica:
Donde:
= Potencial dei agua, bar R = Constante de los gases, erg/mol/9K
CAPITULO VIII
- –RELAC1GNE5 AGUA SUELO PLANTA ATMOSFERA.-
E1 agua es ¡a sustancia mas abundante de los tejidos vegetales pero la mayor parte del agua absorbida por las plantas se pierde ya sea en forma líquida y sobre todo en forma de vapor. Cuando el agua del suelo es abundante y la atmósfera está esencialmente saturada con vapor de agua, frecuentemente se encuentran gotitas de agua en los bordes de las hojas. Estas gotas han sido forzadas hacia afuera del xilema de las venas de la hoja por presión, este fenómeno se conoce como gutación y se produce parte del rocío que aparece en las superficies de las hojas durante la noche sobre todo en épocas de temperaturas bajas.
Después haber establecido las relaciones que existen entre el agua, el suelo y la planta, es necesario conocer la influencia de la atmósfera por medio de los factores climáticos sobre los sistemas antes, mencionados, con el fin de obtener información suficiente para resolver ios problemas de “cuánto y cuándo regar”.
- –Transpiracion (T) y Evaporación (E).-
Transpiración (T).-Es el proceso mediante el cual las plantas pierden agua en forma de vapor, después de que las raíces extraen el agua del suelo, pasa a lo largo del xilema hasta llegar a las células del mesófilo de las hojas, una parte de la superficie epidérmica de la hoja está constituida por un gran número de poros llamados estomas; los poros estomáticos abren a espacios intercelulares de la hoja y al medio externo, a parte de la transpiración estomática existe otra en la que el agua se pierde también en forma de vapor a través de la epidermis, que se conoce como transpiración cuticular y la cantidad de agua perdida a través de ésta, es insignificante en comparación con la cantidad perdida por transpiración estomática, cuando las estomas se encuentran cerradas en tiempo muy seco , la pérdida de agua a través de la epidermis puede alcanzar un nivel importante.
El número de estomas en la hoja varía mucho de una especie a otra y se puede obtener valores en libros de fisiología vegetal.
Realmente no se puede decir cuanta agua pierde una planta al día, pues depende por completo de los factores meteorológicos que generan las condiciones climáticas. Los cuatro factores meteorológicos principales son: viento, humedad atmosférica, temperatura y radiación solar.
Relación entre absorción y transpiración. La absorción de agua no es un proceso independiente sino que se relaciona con la transpiración cuando el agua está a la disposición de las raíces. Es posible medir la tasa de absorción de agua por las raíces de una planta, al mismo tiempo se mide la tasa de la pérdida de la misma por hojas. Por este medio se ha encontrado, que la velocidad de transpiración es parecida a la velocidad de absorción. En realidad los cambios en la velocidad de absorción van retrasados respecto a ios cambios en la velocidad de transpiración.
Evaporación (E).- La Evaporación es el agua perdida en forma de vapor por el terreno adyacente a la planta, por la superficie del agua o por la superficie de las hojas de las plantas.
Este proceso requiere e¡ intercambio de aproximadamente 600 calorías por gramo de agua que se evapora. Los factores que afectan la evaporación de una superficie libre de agua son principalmente climático y la naturaleza de la superficie evaporante. Puesto que la evaporación es un proceso de intercambio de energía, se puede decir que el factor más importante que influye sobre ella es la radiación solar y por consiguiente también variará de acuerdo a la latitud, la estación del año, la hora del día y las condiciones de nubosidad. Otros factores que también influyen son: la temperatura del aire, la presión de vapor, el viento y posiblemente hasta la presión atmosférica.
La intensidad de evaporación de una superficie de suelo saturado es aproximadamente la misma que la de un tanque de agua a la misma temperatura que la del suelo. Conforme el suelo se seca la evaporación decrece y su temperatura aumenta para mantener el balance de energía. Eventualmente la evaporación cesa porque no existe un mecanismo efectivo para transportar el agua a la superficie del suelo cuando se encuentra a profundidades apreciables, de esta forma, la evaporación de superficies de suelo está limitada por disponibilidad de agua.
- –Consumo de agua por las plantas.Existen dos conceptos que muchas veces se confunden: Evapotranspiración y Uso Consuntivo.
- –Evapotranspiración y Uso Consuntivo (ET).-Es la cantidad de agua utilizada por las plantas para realizar sus funciones de transpiración más el agua que se evapora de la superficie del suelo en el cual se desarrolla.
Uso Consuntivo.-Está formado por la evapotranspiración más el agua que utilizan las plantas en la formación de sus tejidos durante todo el ciclo vegetativo de los cultivos, uno por ciento del agua total utilizada aproximadamente. La diferencia de los dos términos es más bien de tipo académico porque el error que se comete cae dentro del rango normal de las mediciones (error de medición); actualmente se utiliza más el concepto de Evapotranspiración que Uso Consuntivo, por lo que en este trabajo, se utilizará el primero. Et = Uc= Uso consuntivo = Agua que se evapora del suelo + Agua transpirada por ¡as plantas + Agua utilizada para la construcción de tejidos.
Si se toma como base que cualquier reducción en el uso consuntivo debido a una deficiencia en la humedad del suelo es independiente de las condiciones climáticas.
Evapotranspiración Potencial (EPT).-Es la pérdida de agua que ocurriría si en ningún momento hubiera una deficiencia de agua en el suelo para el uso de la vegetación. Penman (1948), sugirió que esta definición original se modificara para incluir la especificación que la superficie estuviera cubierta totalmente por vegetación verde, pues se ha encontrado que la evapotranspiración depende de la densidad de cubierta vegetal sobre el suelo y de la edad de la planta.
También la podemos definir como la evapotranspiración que se produciría si la humedad del suelo y la cobertura vegetal estuvieran en condiciones óptimas.
Evapotranspiración Real (ETR).-Es la que se produce realmente en las condiciones existentes.
Es evidente que ETR
Como el concepto de EPT es difuso, pues cada tipo de planta evapotranspira una cantidad de agua diferente, Doreenbos y Pruit en 1977, establecieron los siguientes conceptos:
Evapotranspiración del cultivo de referencia, o abreviadamente evapotranspiración de refrenda
(ETo),- Evapotranspiración que se produciría en un campo de gramíneas de 3 a 12 cm de altura, sin falta de agua y con determinadas características aerodinámicas y de albedo.
Evapotranspiración de un cultivo en condiciones estándar (ETc).- Es la evapotranspiración que se produciría en un cultivo especificado, sano, bien abonado y en condiciones óptimas de humedad del suelo. Es iguai a la anterior (ETo) multiplicada por un coeficiente (Kc) correspondiente al tipo de cultivo:
ETc = ETo * Kc
Evapotranspiración de un cultivo en condiciones no estándar.-Es la evapotranspiración que se produciría cuando no se cumplen las condiciones ideales que se indican en el párrafo anterior. Es preciso ajustar el coeficiente del cultivo Kc (si las plantas no están bien desarrolladas, o no cubren toda la superficie, etc.) y multiplicar por otro coeficiente Ks que depende de la humedad del suelo.
Todos estos conceptos son fundamentales en la Ingeniería de Cultivos. En Hidrología, al evaluar la ET dentro del balance general de una cuenca, los conceptos de Evapotranspiración de referencia y de Evapotranspiración potencial son intercambiables: utilizaremos fórmulas que fueron diseñadas para calcular EPT o ETo indistintamente.
En agricultura, hay que intentar que la diferencia EPT-ETR sea 0, o lo que es lo mismo, que las
plantas siempre dispongan del agua suficiente para evapotranspirar lo que necesiten en cada
momento. Se denomina demanda de agua para riego a dicha diferencia por un coeficiente de eficiencia de la aplicación (aspersión, goteo, etc.)
- –Factores que afectan la Evapotranspiración (ET)
Evaporación (£).-
Depende de! poder evaporante de la atmósfera, que a su vez depende de los siguientes factores:
- Radiación solar
- Temperatura
- Humedad: menor humedad hay más evaporación
- Presión atmosférica : A menor presión (y/o mayor altitud), hay mas evaporación
- Viento: A una mayor velocidad del viento, habrá mayor evaporación.
Evaporación desde lámina de agua libre.
Es la que se produce desde el mar, lagos, lagunas, maniantales, etc. y se ve afectada por los siguientes factores:
- El poder evaporante de la atmósfera
- La salinidad del agua (inversamente)
- La temperatura del agua »
Evaporación desde un suelo desnudo.-Es la que se produce en los desiertos, campos sin cultivar, etc. y se ve afectada por los siguientes factores;
- E! poder evaporante de la atmósfera
- El tipo de suelo (textura, estructura, etc.)
- El grado de humedad del suelo
Transpiración.-Está en función de:
- El poder evaporante de la atmósfera
- El grado de humedad del suelo
- El tipo de plantas.
- Variaciones estacionales: en un cultivo, del desarrollo de las plantas, en zonas de bosque de hoja caduca, la caída de la hoja paraliza la transpiración
- Variaciones interanuales: En áreas de bosque la evapotranspiración aumenta con el desarrollo de los árboles.
Podríamos resumir que la evapotranspiración depende de factores hídricos, edáficos, vegetales y climáticos y citaremos los más importantes dentro de cada uno de los 4 grupos de factores.
Hídricos: Calidad y disponibilidad del agua de riego, método de riego, eficiencia en el riego, drenaje.
Edáficos: Propiedades físicas y químicas de! suelo como textura, estructura, materia orgánica, salinidad, profundidad, fertilidad, estratificación, etc.
Vegetales: Variedad, especie, ciclo vegetativo, edad, características morfológicas de los estomas. Climáticos: Temperatura, humedad relativa, precipitación, viento, radiación solar.
Medida del poder evaporante de la atmósfera
Al realizar medidas podemos asimilar la evaporación que se produce desde una lámina de agua libre al poder evaporante de la atmósfera, el equipo básico de medida es el tanque de evaporación, que es un recipiente de tamaño estandarizado.
Tanque de “clase A” = 1,20 m. diámetro, 25 cm profundidad)
Cuenta con un tornillo micromètrico para medir el nivel del agua con precisión.
En las estaciones meteorológicas también existe un pluviómetro (por ejemplo, si en el tanque ha bajado el nivel 2 mm. y en el mismo periodo han llovido 3 mm., la evaporación ha sido de 5 mm.).
Las medidas de un tanque de evaporación se han relacionado con la ETo (Evapotranspiración de referencia). Se establece la relación:
ETo (mm/dia) = Evaporación en tanque (mm/día) x coeficiente del tanque
Este coeficiente del tanque varía mucho, pero generalmente oscila entre 0,6 y 0,85.
También se establece un coeficiente del tanque para comparar las lecturas del tanque con la evaporación en grandes masas de agua, por ejemplo: lagos o embalses. En este caso para el coeficiente corrector suele adoptarse 0,70; es decir, la evaporación de un lago será igual al la del tanque multiplicado por 0,70 que es factor de corrección.
Estos instrumentos a veces se instalan flotantes sobre balsas en embalses, donde el estudio de la evaporación tiene un gran interés, o semienterrados, de modo que la superficie del agua quede próxima a la altura del suelo.
Evaporímetros de pape! poroso o Piché. Son instrumentos que dar. un error por exceso ya que su área de evaporación es pequeña. Aproximadamente, la equivalencia sería la siguiente:
Evaporación Piche= Evaporación tanque /0,8.
Evaporimetro Piché
- –Métodos para determinar y/o estimar la evapotranspiración.
Los procedimientos para estimar la evapotranspiración, pueden clasificarse en Métodos Directos y Métodos Indirectos.
Los primeros proporcionan directamente el consumo total de! agua requerida, utilizando para ello aparatos e instrumentos para la determinación.
Los segundos son los que proporcionan en forma indirecta una estimación del consumo de agua a través de todo el ciclo vegetativo, mediante la utilización de fórmulas empíricas.
Cabe aclarar que ia mayoría de las fórmulas empíricas en uso, que sirven para estimar el uso consuntivo de los cultivos y que utilizan datos meteorológicos, se basan en una primera estimación de la evapotranspiración potencial y luego en ajuste mediante ciertos coeficientes previamente obtenidos en la zona para cada cultivo y otras condiciones variantes que afectan ia evapotranspiración.
En la biblioteca de nuestra Facultad existen muchos trabajos de tesis en los que se ha determinado la evapotranspiración para diferentes zonas.
Métodos Directos. Estos métodos son aplicables para zonas donde se tiene una agricultura
establecida, proporcionan valores muy apegados a ¡a realidad y sirven a la vez para ajustar los
parámetros de los métodos empíricos. Los que se son: Gravimétrico, Lisimétrico, Evapotranspirómetro de Thornthwaite y Atmómetros.
Método gravimétrico. Este método se basa en la obtención del contenido de humedad a muestras de suelo tomadas a una profundidad semejante a la que tienen las raíces. Dichas muestras se obtienen a través del ciclo vegetativo; la cantidad de consumida por la planta en un tiempo fijado se determina en función de la variación de estos y de las características climáticas.
Descripción dei método. Se toman muestras de suelo en una barrena tipo Veihmeyer en
espesores de suelos de 0.30 m hasta 1.50 m de profundidad dependiendo de la profundidad radical de las plantas del cultivo. Las muestras se guardan en botes herméticos previamente tarados. Se llevan al laboratorio y por diferencia de peso se determina el contenido de humedad expresado en porcentaje. El muestreo se realiza antes de cada uno de los riegos y dos, tres o cuatro días después de las aplicaciones del agua así como dos o tres muestreos entre riegos. La Et se obtiene por diferencia de porcentajes utilizando la siguiente ecuación:
= Psi * Da¿ * Pr
Donde:
L¡ = Lámina consumida durante el lapso considerado, m.
Pf = Espesor de la capa de muestreo, cm.
Ps, = Variación del porcentaje de humedad respecto al peso del suelo seco, antes y después
del riego, %.
i = 1,2, 3,…, a = Número de orden del estrato muestreado. n = Número de capas de 30 cm en que se dividió la posible profundidad radicular.
Da¡ = Densidad aparente del suelo, adimensional.
La Et total se calcula con la ecuación siguiente:
TI
Et = ^ Li
i=i
Ventajas dei método gravimétrico-
Es de fácii aplicación.
Requiere aparatos senciüos.
Se ajusta bastante a la realidad.
Desventajas dei método gravimétrico.- E
Es un método laborioso, requiere una gran cantidad muestras.
No es muy aplicable para zonas lluviosas debido a que hay muchos errores en el cálculo de suministro agua.
Método Lisimétrico. Consiste en estimar la evapotranspiración potencial por procedimientos de medición de pérdida de agua, en recipientes que se llenan de suelo y se siembran con el cultivo en cuestión. El Lisímetro es una estructura que contiene una masa de suelo y está diseñado de tal forma que permita la medida del agua que drena a través del perfil del suelo.
Clasificación de los lisímetros. Existen criterios diferentes para clasificar Lisímetros, entre los cuales pueden mencionarse los siguientes,
Por su finalidad: Agronómicos, Hidrológicos e Hidrogeológicos.
Por el estado del suelo dentro del recipiente.-De estructura alterada o estructura inalterada.
Por el sistema de medición.- Se clasifican en:
Lisímetros de drenaje.- Mide diariamente los volúmenes agregados y los recogidos en el drenaje, por diferencia se obtiene el volumen evapotranspirado, que dividido por la superficie da la evapotranspiración en lámina por unidad de tiempo.
Lisímetros de pesada.- El consumo de agua por evapotranspiración se determina pesando diariamente el conjunto del suelo, planta, agua y aparato, y por diferencia de pesadas se obtiene el valor consumido. Estos pueden ser mecánicos, hidráulicos, electrónicos y combinados.
Por su colocación en el campo.- Pueden ser:
Superficiales (Agrícolas o hidrológicos)
Subterráneos (Hidrogeológicos).
Por su localización.-Pueden ser:
Lisímetros de campo Invernadero.
Ventajas del método. Algunas de las ventajas son:
Las mediciones son directas, por lo que con aparatos más adecuados permiten un alto nivel de exactitud.
Permite hacer mediciones de evapotranspiración en intervalos cortos.
Permite comparar e! grado de exactitud de otros métodos y estudiar la influencia de ios fenómenos meteorológicos en el proceso.
Desventajas del método. Algunas desventajas son:
Dificultad de simular las condiciones naturales (suelo, cobertura, desarrollo radicular, etc.) dentro del tanque.
El alto costo, dedicación de persona! de un alto nivel técnico que requieren los mejores lisímetros, por lo que las posibilidades de generalización con fines prácticos están limitados.
Evapotranspirómetro de Thornthwaite. Con este aparato se determina en forma directa la evapotranspiración potencial de los cultivos. Fue ideado por Thornthwaite y consta de lo siguiente:
Tanque evapotranspirador de fierro galvanizado, con área rectangular de 4 metros cuadrados y 40 cm de profundidad. Este tanque va hundido hasta el nivel de suelo, el cual se rellena de suelo donde posteriormente se siembran las plantas. En el fondo tiene un lecho de grava que ayuda a eliminar el exceso de agua.
Tanque alimentador en donde mide y agrega diariamente el agua consumida.
Tanque regulador situado entre el alimentador y el evapotranspirador.
Tanque conector al sistema.
El funcionamiento se basa en sistema de flotador ubicado en el tanque regulador, e! cual proporciona la demanda de agua provocada por la acción evapotranspirativa del cultivo; esta demanda de agua se mide en dicho tanque y se proporciona mediante un sistema de subirrigación.
Entre las desventajas principales que tiene este método se pueden mencionar: La dificultad para simular las condiciones naturales (suelo, cobertura, etc.) dentro de! tanque, solamente puede aplicarse a un cultivo por ciclo y además que el método de subirrigación funciona para ciertas texturas y limita grandemente ia profundidad del suelo.
Atmómetros. Están formados por una esfera de cerámica porosa, barnizada y que tiene un vástago de vidrio que se introduce dentro de un recipiente graduado que contiene el agua, la esfera se encuentra pintada de bianco o de negro . Al recibir energía de !a atmósfera se produce una evaporación en la superficie de la esfera que se traduce en una succión en el depósito graduado el cual mide la cantidad de agua evaporada.
Se ha visto que existe mayor correlación entre la evapotranspiración y las lecturas de los atmómetros si se utilizan dos, uno negro y otro bianco.
El valor se obtiene con la diferencia de lecturas, utilizando la siguiente ecuación:
EV = Cm * (Ln – Lb)
Donde:
EV = Evapotranspiración, cm.
Ln = Lectura en e! atmómetro negro, cm.
Lb = Lectura en el atmómetro blanco, cm.
Cm = Coeficiente medio, alrededor de 0.87, varía con el clima, la estación y la
exposición.
Los atmómetros son muy útiles en trabajos experimentales donde se trata de estimar variaciones en el tiempo y en el espacio de la evapotranspiración pero presentan el inconveniente de que su superficie está sujeta a contaminación de polvo, grasa y otras materias extrañas y como son relativamente caros no pueden ser sustituidos cuando se dañan. Una vez los atmómetros hay que volver a calibrarlos. No hay que olvidar que estos aparatos actúan con independencia de la fisiología de la planta, indicando la evapotranspiración potencial, cuando se tiene en cuenta el cultivo hay que introducir ciertas correcciones.
Métodos indirectos. Varios investigadores han tratado de relacionar los diferentes datos climatológicos con la evapotranspiración logrando fórmulas que permiten estimarla con aproximaciones; algunas son válidas únicamente para las condiciones particulares en las que fueron elaboradas. En la tabla siguiente se presenta un orden cronológico de los diferentes autores y factores usados para la estimación de Et o Etp.
Se han propuesto numerosas ecuaciones que requieren datos meteorológicos y varias de estas se usan comúnmente para estimar la ET para períodos de un día o más. Todas estas ecuaciones son en algún modo empíricas. Los métodos más simples requieren solamente datos sobre la temperatura promedio de! aire, largo del día y la cosecha. Otras ecuaciones requieren datos de radiación diaria, temperatura, presión de vapor y velocidad del viento.
Ninguna ecuación debe desecharse porque los datos no estén disponibles. No todas son igualmente precisas y confiables para diferentes regiones. Además, no existe un método único que utilizando datos meteorológicos sea adecuado universalmente bajo todas las condiciones climatológicas.
AÑO
AUTOR
FACTORES USADOS
1928
Hedke
Calor disponible.
1942
Lowry y jhonson
Calor efectivo.
1942
Blaney y Morin
Temperatura, humedad relativa, duración del día.
1948
Thornthwaite
Temperatura y latitud.
1950
Blaney y Criddle
Temperatura y porcentaje de horas luz.
1953
Ture
Temperatura y radiación.
1956
Hargreaves
Temperatura, humedad relativa, duración del día.
1957
Makkink
Temperatura y radiación.
1963
Jensen y Haise
Radiación solar.
1964
Grassi y Christiansen
Temperatura, radiación, nubosidad.
1965
Brutsaert
Evaporación.
1966
Hargreaves
Temperatura, altitud, humedad relativa, viento, horas luz.
1970
Penman
Temperatura, radación, viento.
1971
Hargreaves
Temperatura, radiación, humedad relativa, altitud, velocidad del viento.
1972
García y López
Temperatura, humedad relativa.
1976
Norero
Evaporación y precipitación.
FORMULAS PARA CALCULAR LA EVAPOTRANSPIRACION POTENCIAL (EPT)
Hay diferentes métodos para estimar o medir la evapotranspiración (ET) y la evapotranspiración potencial (EPT). La precisión y confiabilidad varía de unos a otros, muchos solo proveen una aproximación. Cada técnica se ha desarrollado con los datos de clima disponibles para estimar la ET.
Las medidas directas son muy costosas y mayormente se usan para calibrar los métodos que utilizan los datos climatológicos. Las técnicas más frecuentes usadas son: Método hidrológico o de balance de 3gua, métodos climatológicos y métodos micrometeorológicos.
Muchas de las investigaciones han dado lugar a modificaciones de las ecuaciones ya establecidas. Así encontramos modificaciones en las fórmulas de Bianey-Criddle, Hargreaves, Tanque de evaporación, etc.
Todas las investigaciones coinciden al señalar las ecuaciones de Penman, Tanque de Evaporación Clase A, Bianey-Criddle y Hargreaves-Samani, como las fórmulas más confiables. Con una buena calibración para la localidad, se logra bastante precisión.
Los investigadores utilizan las fórmulas de acuerdo a la información de datos climatológicos y meteorológicos con que cuenta las estaciones aledañas y que les haya dado buenos resultados, de acuerdo a mi experiencia el método de Bianey-Criddle modificado por la FAO es uno de los procedimientos que son relativamente fáciles y se obtienen excelentes valores estimados de la EPT cuando están bien calibrados los diferentes coeficientes para cada localidad.
Método hidrológico o de balance de agua.
Esta técnica conlleva el registro de lluvia, riego, drenaje y la determinación periódica da la humedad del suelo. El método hidrológico puede presentarse por medio de la siguiente ecuación:
Pl + SW – RO – D – ET = 0
Donde: Pl = Precipitación y/o riego.
RO = Escorrentía.
D = Percolación.
SW = Cambio en el contenido de agua del suelo.
ET = Evapotranspiración.
En la ecuación, todos los variables pueden medirse con precisión mediante el uso de lisímetros. En áreas grandes estos pueden ser estimados y la ET calculada como un residual.
Métodos Indirectos.-Fórmulas empíricas con datos climáticos.-
Se han propuesto numerosas ecuaciones que requieren datos meteorológicos. Además como ya se ha mencionado, se han hecho numerosas modificaciones a las fórmulas que son aplicables a diferentes regiones en el mundo.
Método de Thornwaite
Este método utiliza la temperatura mensual promedio y el largo del día. La ecuación es la siguiente:
PET = 16 Ld[ 10 T/ i] a
Donde: PET = Evapotranspiración estimada para 30 días, mm.
Ld = Horas de día dividido por 12.
I = il + ¡2 + … + ¡12
i = [Tm/ 5] x 1.514
T = Temperatura promedio mensual, °C.
a = (6.75 x 10-7 13) – (7.71 x 105 12) + 0.01792 I + 0.49239
El método de Thornwaite subestima ia PET calculada durante el verano cuando ocurre la radiación máxima del año. Además, la aplicación de la ecuación a períodos cortos de tiempo puede llevar a errores serios. Durante períodos cortos la temperatura promedio no es una medida propia de la radiación recibida . Durante términos largos, la temperatura y la ET son funciones similares de la radiación neta. Estos se autorelacionan cuando los períodos considerados son largos y la fórmula los estima con precisión.
Método de Blaney- Criddle
La ecuación original de Blaney- Criddle fue desarrollada para climas áridos para predecir el uso consuntivo o PET. Esta fórmula utiliza el porciento de horas de luz mensual y la temperatura promedio mensual.
PET = Km F
Donde:
PET = Evapotranspiración potencial mensual, mm.
Km = Coeficiente derivado empíricamente para el método de Blaney-Criddie.
F = Factor de la ET mensualmente = 25.4 PD (1.8 T +32) / 100
T = Temperatura promedio mensual, °C.
PD = Porciento de las horas de luz diaria en el mes.
Método de Blaney-Criddie modificado por FAO
PET = CxPx [0.46x T + 8]
Donde: PET = Evapotranspiración potencial, mm/ día.
T = Temperatura promedio mensual.
P = Porciento de horas de luz de un día comparado con el entero.
C = Factor de ajuste, el cual depende de la humedad relativa, horas de luz y viento .
Doorenbos y Pruitt(1992) recomiendan cómputos individuales para cada mes y puede ser necesario incrementar el valor para elevaciones altas o latitudes altas.
Método de Blaney y Criddle modificado por Shih
Donde: PET = Evapotranspiración potencial mensual, mm.
K = Coeficiente para este método modificado.
MRs = Radiación solar mensual, cal/ cm2.
T = Temperatura promedio mensual, °C.
TMRs = Suma de la radiación solar mensual durante el año, cal/cm2.
Método de Jensen- Haise
La ecuación de Jensen-Haise es el resultado de ¡a revisión de unas 3,000 medidas de ET hechas en el oeste de los Estados Unidos por un período de 35 años. La ecuación es la siguiente:
PET = Rs (0.025T + 0.08)
Donde: PET = Evapotranspiración potencial, mm/día.
Rs = Radiación solar totai diaria, mm de agua.
T = Temperatura promedio del aire, °C.
Esta temperatura subestima seriamente la ET bajo condiciones de alto movimiento de masas de aire atmosférico, pero da buenos resultados en atmósferas tranquilas.
Método de Hargreaves.-
Numerosas fórmulas nos permiten evaluar la EPT con una aproximación suficiente para muchos estudios hidrológicos. Normalmente con estas fórmulas se calcula la EPT mes a mes para datos medios de una serie de años. Después, con la EPT mensual y las Precipitaciones mensuales(P), se realiza un balance mes a mes del agua en el suelo con lo que se obtiene la ETR, el déficit (=EPT- ETR) y los excedentes (agua que no puede ser retenida en el suelo y escapa a la escorrentía superficial o subterránea) para cada mes del año.
Para una estimación de la ETR anual cuando solamente se dispone de datos de precipitación (P) y temperatura(T), se utilizan las fórmulas de Ture, obtenidas correlacionando datos de numerosas cuencas de todo el mundo.
Cálculo de la EPT diaria: Fórmulas de Hargreaves
ETO = 0,0023 (tmed +17,78) RO * (tdmáx – tdmin)0,5
Donde: ETO = evapotranspiración potencial, mm/día tmed = temperatura media diaria, °C RO = Radiación solar extraterrestre, en mm/día (tabulada) tdmáx = temperatura diaria máxima t dmin = temperatura diaria mínima
Fórmuia de Ture
Para una estimación de ia ETR anual cuando solamente se dispone de datos de precipitación (P) y temperatura(T), se utilizan las fórmulas de Ture, obtenidas correlacionando datos de numerosas cuencas de todo el mundo.
La fórmula de Ture se basa en estudios estadísticos de 254 cuencas alrededor del mundo. Relaciona evapotranspiración, precipitación y temperatura.
TR= evapotranspiración real (en mm/año)
P = precipitación (en mm/año)
L = 300 + 25 t + 0,05 t2 t = temperatura media anual (2C)
Ture, también desarrolló otra fórmula, mucho más complicada, para periodos más pequeños (10 días) en la que trata de tener en cuenta el efecto de la humedad del suelo para diferentes plantas.
Fórmula de Coutagne
ETP = P – xP2
donde:
ETR = evapotranspiración real (m/año)
P = precipitación (m/año)
X = 1/ 0,8 + 0,141
t = temperatura media anual (en 2C)
La fórmula solo es válida para valores de P comprendidos entre 1/ 8 x y 1/2 x
Método da Penman (1948)
Penman fue el primero que combinó una fuente de energía y un mecanismo de eliminación de vapor de agua de una superficie evaporante.
Dos factores son muy importantes en la estimación de la evapotranspiración.
Penman derivó una ecuación para un campo con cubierta vegetal de grass bien regada y manteniéndola a capacidad de campo.
donde:
E = potencial de evapotranspiración (en mm/día) Rn = radiación neta (en Mj’/m/día)
G = densidad de flujo calórico para el suelo (en MJ/m/día)
A. = calor latente de evaporación obtenido empíricamente.
u2 = velocidad media del viento a 2 m por encima del suelo (en m/s)
A = pendiente de la curva temperatura-presión de vapor de saturación (en kPa/9C) Y = constante psicrométrica (en kPa/eC)
es – ed = déficit de presión de vapor determinada mediante la fórmula siguiente:
-he.
(es-ed) =
La pendiente de la curva temperatura-presión de vapor de saturación (A) se puede calcular conociendo la temperatura media a partir de la expresión siguiente:
A = 0,200 [0,00738T+0,80172]7 – 0,000116
donde A se expresa en kPa/9C y T es la temperatura media en 9c. Para calcular la constante psicrométrica es necesario calcular primero la presión atmosférica (P) que Doorenbos y Pruitt (1976) sugieren que se puede calcular a partir de la ecuación:
P = 101,3 – 0,01055 H
donde P se expresa en kPa y H es la altura sobre el nivel del mar (en m).
Usando P, el calor latente (A) y cp el calor específico dei agua a presión constante [0,001013 kJ/kg/9C], se puede calcular la constante psicrométrica (y) (en kPa/«C) a partir de la expresión:
r–^~
- 622 A
El valor restante para calcular G es la densidad de flujo calórico para el suelo (en MJ/m/d), que se puede determinar conociendo la temperatura media del aire para el periodo de tiempo anterior y posterior al momento de interés.
^^ ^ l ^
A /
siendo:
T = temperatura media del aire (en 2C) para un periodo de tiempo / +1 y /’ -1 At = tiempo en días entre los puntos medios de periodos de tiempo i +1 y i -1
Método de Penman-Monteith
El método de Penman-Monteith.- Combina la ecuación del balance de energía y los gradientes de humedad, temperatura y velocidad dei viento, con ella se elimina la necesidad de medidas en la superficie evaporante y medidas a diversas alturas sobre la superficie como requieren los métodos del “gradiente” y del “perfil del viento” respectivamente
- –Coeficiente de desarrollo de los cultivos Kc
Puede observarse que existe diferencia entre la evapotranspiración real E, y la evapotranspiración potencial Ept/ debido a que los cultivos normales en pocas ocasiones se encuentran en circunstancias óptimas, por tanto:
Et=Etp.K
Donde:
Et = Evapotranspiración real o uso consuntivo.
Etp = Evapotranspiración potencial, que incluye efectos del clima.
K = Coeficiente que representa el efecto de las relaciones agua-suelo-planta.
Grassi, en 1966, agrupa en tres sub coeficientes los factores que intervienen en K.
K = Kc * Ks * Kh
Donde:
Kc = Coeficiente del efecto de la planta.
Ks = Coeficiente del efecto del suelo.
Kh = Coeficiente de la humedad dei suelo.
El coeficiente Kc depende de las características anatómicas, morfológicas y fisiológicas de la especie de la planta y expresa la variación de su capacidad para extraer el agua del suelo durante
su ciclo vegetativo, por lo que el tamaño de la planta, en cuanto a su sistema foliar y radicular
gobiernan este coeficiente.
El coeficiente Ks es considerado igual a 1.0 cuando las condiciones del suelo en cuanto a profundidad, características físicas y fertilidad, no son factores limitantes para el desarrollo de las plantas, cualquier limitación hace que este coeficiente decrezca.
Las relaciones que vinculan el contenido de humedad dei suelo con la succión matricial, muestran que a medida que disminuye el agua en el suelo, aumenta el esfuerzo de la planta para extraerla, por lo que ei coeficiente Kh disminuye respecto a la unidad.
Valor del coeficiente de cultivo Kc
El valor de este coeficiente es importante en el resultado final y por tanto en las dosis de agua a aplicar.
Se trata de un valor que se supone constante para cada zona en estudio, por !o que una vez conocido su uso es muy fácil, trabajos de investigación realizados se ha concluido que su valor oscila entre 0,5 y 0,7, pero se debe fijar su valor para cada zona
Las diferencias en evaporación y transpiración entre los cultivos sembrados y la evapotranspiración de referencia, pueden ser integradas en un coeficiente único del cultivo (Kc) o separadas en dos coeficientes: un coeficiente basa!dei cultivo (Kcb) y un coeficiente de evaporación de! suelo (Ke), por lo que
Kc = Kcb + Ke
El procedimiento a seguir dependerá de! propósito de los cálculos, la exactitud requerida y la información disponible.
Enfoque del coeficiente del cultivo
De acuerdo al enfoque del coeficiente del cultivo, la evapotranspiración del cultivo ETc se calcula como el producto de la evapotranspiración del cultivo de referencia, ETr y el coeficiente del cultivo Kc:
ETc = KcxETr
Donde:
ETc = Evapotranspiración de! cultivo [mm di]
Kc = Coeficiente del cultivo [adímensional]
ETr= Evapotranspiración de referencia [mm di]
El cálculo de la evapotranspiración del cultivo bajo estas condiciones, se supone que no existen limitaciones de ningún tipo en el desarrollo de los mismos, que no existe ninguna limitación debida a estrés hídrico o salino, densidad del cultivo, plagas y enfermedades, presencia de malezas o baja, fertilidad.
Debido a las variaciones en las características propias del cultivo durante las diferentes etapas de crecimiento, Kc cambia desde la siembra hasta la cosecha.
En la siguiente figura se presenta en forma esquemática, dichos cambios.
Curva generalizada de Coeficiente de Cultivo Kc. Fuente: Estudios FAO
Los efectos combinados, tanto de la transpiración del cultivo, como de la evaporación del suelo se integran en este coeficiente único del cultivo. Así El coeficiente Kc incorpora las características del cultivo y los efectos promedios de la evaporación en el suelo, constituyendo una excelente herramienta para la planificación del riego y la programación de calendarios básicos de riego en periodos mayores a un día.
El procedimiento de cálculo de la evapotranspiración del cultivo, entonces seria el siguiente:
- identificar las etapas de desarrollo del cultivo, determinando la duración de cada etapa y seleccionando los valores correspondientes de Kc.
- Ajustar los valores de Kc seleccionados según la frecuencia de riego o las condiciones climáticas durante cada etapa.
- Construir la curva del coeficiente del cultivo (permite la determinación de Kc para cualquier etapa durante su período de desarrollo).
- Calcular ETc como el producto de ETp y Kc.
Se pueden realizar estudios para desarrollar un modelo de estimación del coeficiente de cultivo (Kc) por ejemplo en tomate a través de la evapotranspiración real obtenida por el modelo de Penman durante una temporada 2007-2008, (5o 20′ L.S., 35° 40′ L. W., 1,110,5 m.s.n.m.).
Para ello se analizan las variables climáticas y del balance de energía a través de sistemas meteorológicos automatizados ubicados sobre una cubierta vegetal de grass como cultivo de referencia y en la parte central de la unidad experimental sembrar un cultivo. Se aplica un sistema de riego por gravedad con una programación del riego mediante el uso de medidores de humedad deí suelo, se realizan mediciones fenológicas en forma semanal para obtener un valor de Kc para cada etapa del cultivo y compararlos con los Kc propuestos por bibliografías referenciales de varios investigadores y finalmente obtenemos un modelo matemático que nos debe arrojar valores de Kc entre 0.66 a 1.40
8.2.5.-Coeficiente del suelo o de almacenamiento (Ks): Es el coeficiente de almacenamiento del suelo y representa la relación entre el agua almacenada en la zona radicular respecto al volumen total de agua aplicada, de esta manera representa la eficiencia del suelo en la retención de agua y considera las pérdidas por percolación profunda, además de otras pérdidas menores.
Valores de! coeficiente de almacenamiento del suelo (ks), en función de la textura y tipo de suelo.
Tipo de suelo
Ks
Arenoso con abundante grava
0.87
Arenoso
0.91
Limoso
0.95
Arcilloso
1.00
CURVA DE COEFICIENTE DEL SUELO {KS}
Ks i Coeficiente dei suelo
Et = Evapotranspiración real
Etp – Evapotranspiración potencial
HO * Humedad disponible
HND = Humedad no disponible
CC = Capacidad de campo
PMP = Punto de marchites permanente
- -Requerimiento de riego.-
Este capítulo se va a ¡lustrar con un ejemplo muy sencillo para fines prácticos.
- -La lámina de riego (L).- Es la que al aplicarse al suelo debe cubrir los requerimientos de
evapotranspiración, pérdidas por escorrentía superficial y percolación, necesidad de agua para el
lavado de sales que contiene el suelo. Por eso existen los términos:
Lámina neta
Lámina bruta.
L =(%CC-%PMP)/100 xGapxPr
L = Lámina neta de riego en cm.
%CC=Contenido de humedad a capacidad de campo
%PMP=Contenido de humedad a punto de marchitez permanente Gravedad especifica aparente: adimensional Pr=Profundidad de raíces en cm.
Si asumimos una lámina de 8 cm y eficiencia de riego de 70% la lámina bruta sería
Lámina bruta = 8/0.7 Lamina bruta= 11.43 cm.
O sea ante un requerimiento de una lámina neta de 8 cm. se aplica una lámina bruta de 11.43 cm para que cubra ias pérdidas por diferentes conceptos.
Duración del riego.-
La lamina bruta (Lb) se multiplica por el área a regar (A) en Hectáreas y obtenemos el volumen de agua que se requiere (V)
Conocemos que V= QxD
Donde:
V=Voiumen de agua Q= Caudal
D=Tiempo que dura el riego en horas D= LbxA / Q
Si:
Lb= 11.43 cm.
A=6.79 Has.
Q=80lts/seg.
Remplazando los valores se obtiene un tiempo de riego de 27.8 Horas
- -Frecuencia o intervalo de nego(F).-
Es el intervalo de tiempo entre dos riegos consecutivos , el tiempo es función de la evapotranspiración o consumo de agua dei cultivo y a la capacidad retentiva del sueio.
Se calcula dividiendo la lámina neta de 8cm. o sea la que retiene el suelo entre el valor de la evapotranspiración diaria.
Si se asume una evapotranspiración diaria de 2mm
F= L/Et
FRECUENCIA DE RIEGO =80mm/2mm/dia = 40 días
El siguiente riego se aplica después de 40 días.