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• Maria Eugenia Acosta

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EVAPOTRANSPIRACIÓN.

La evapotranspiración se define como la pérdida de humedad de una superficie por evaporación directa junto con la pérdida de agua por transpiración de la vegetación. Se expresa en milímetros por unidad de tiempo. La

procede también de la tierra, incluyendo la transpiración de los seres vivos, en especial de las plantas. Como resultado de este proceso se determina la formación de vapor atmosférico, que, al llegar a las condiciones de condensación, retorna en parte a la superficie en forma de precipitación líquida o sólida.

P

participación de los seres vivos en el segundo, que es el proceso físico a través del cual sus superficies pierden agua a la atmósfer 4

P desde:



La evaporación del agua transpirada por los seres vivos.



La superficie del suelo y de la vegetación inmediatamente después de la

precipitación. 

La superficie de la hidrosfera: ríos, lagos, embalses, océanos.



El suelo, pudiendo tratarse de agua recientemente infiltrada que se acerca

de nuevo a la superficie después de un largo recorrido a través del subsuelo.



El poder evaporante de la atmósfera: de la radiación solar, de la

temperatura, de la humedad y del viento. 

De la salinidad del agua.



Del grado de humedad del suelo.



Del tipo de planta.



Radiación solar. Este término comprende la luz visible y otras formas de

energía radiante (radiaciones infrarrojas y ultravioleta). El principal efecto de las radiaciones solares sobre la evapotranspiración proviene de la influencia de la luz 5

sobre la apertura y cierre de los estomas, ya que en la mayoría de las especies vegetales, los estomas por lo común, permanecen cerrados cuando desaparece la luz. 

Humedad relativa. En general si otros factores permanecen constantes,

cuando la presión del vapor es mayor, será más lenta la evapotranspiración. Si los estomas están cubiertos, la difusión del vapor de agua de las hojas dependerá de la diferencia entre la presión de vapor de agua en los espacios intercelulares y la presión de vapor de la atmósfera exterior. 

Temperatura. Influye en la velocidad en que se difunde el vapor de agua

de las hojas a través de los estomas, en general cuanto más alta es la temperatura para un gradiente dado, más alta es la velocidad de difusión. 

Viento. El efecto del viento sobre la evapotranspiración dependerá de las

condiciones ambientales. Un aumento en la velocidad del viento, dentro de ciertos límites significa una mayor evapotranspiración, sin embargo, puede decirse que la evapotranspiración aumenta relativamente más, por los efectos de una brisa suave (0 a 3 km/hora), que por vientos de gran velocidad. Se ha observado que estos últimos ejercen más bien un efecto retardante sobre la evapotranspiración, probablemente debido al cierre de los estomas en tales condiciones. El efecto del viento puede ser indirecto sobre la evapotranspiración a través de la influencia que ejercen en la temperatura de las hojas. Los factores que intervienen en el proceso de evapotranspiración son diversos, variables en el tiempo y en el espacio y se pueden agrupar en aquellos de orden climático, los relativos a la planta y los asociados al suelo. Esta diversidad de factores, por una parte, ha dado lugar a distintas orientaciones al abordar el complejo fenómeno y diferentes respuestas ante su estimación; ha favorecido, por otro lado, el desarrollo de una serie de conceptos tendientes a lograr una mayor precisión de ideas al referirse al fenómeno y surgen como un intento de considerar las distintas condiciones de clima, suelo y cultivo prevalecientes en el momento en que el fenómeno ocurre. Estas definiciones o conceptos, entre otros, son:

6

Uso consuntivo o evapotranspiración: Los primeros estudios que abordaron el tema del riego hablaron de utilización consuntiva, cantidad de agua que se expresaba en metros cúbicos por hectárea regada. Luego, en 1941, la División de Riegos del Ministerio de Agricultura de los Estados Unidos y la Oficina Planificadora de

Recursos

Nacionales, “

definieron

el

concepto

de

uso

consuntivo

o

suma de los volúmenes del agua utilizada para el

crecimiento vegetativo de las plantas en una superficie dada, tanto en la transpiración como en la formación de tejidos vegetales y de la evaporada por el terreno adyacente ya sea proveniente de la nieve o de las precipitaciones caídas en ” M

1952 H F B

WD C

“

”

“

suma de los volúmenes de agua usados por el crecimiento vegetativo de una cierta área por conceptos de transpiración y formación de tejidos vegetales y evaporada desde el suelo adyacente, proveniente de la nieve o precipitación interceptada en el ”

Evapotranspiración potencial (ETP): Existe acuerdo entre los diversos autores al definir la ETP, concepto introducido por Charles Thornthwaite en 1948, como la máxima cantidad de agua que puede evaporarse desde un suelo completamente cubierto de vegetación, que se desarrolla en óptimas condiciones, y en el supuesto caso de no existir limitaciones en la disponibilidad de agua. Según esta definición, la magnitud de la ETP está regulada solamente por las condiciones meteorológicas o climáticas, según el caso, del momento o período para el cual se realiza la estimación. El concepto de ETP es ampliamente utilizado y desde su introducción ha tenido gran influencia en los estudios geográficos del clima mundial; de hecho su diferencia respecto de las precipitaciones (Pp-ETP) ha sido frecuentemente usada como un indicador de humedad o aridez climática. También ha influido sobre la investigación hidrológica y ha significado el mayor avance en las técnicas de estimación de la evapotranspiración. 7

Evapotranspiración de referencia o evapotranspiración del cultivo de referencia (ETo): La noción de ETo ha sido establecida para reducir las ambigüedades de interpretación a que da lugar el amplio concepto de evapotranspiración y para relacionarla de forma más directa con los requerimientos de agua de los cultivos. Es similar al de ETP, ya que igualmente depende exclusivamente de las condiciones climáticas, incluso en algunos estudios son considerados equivalentes, pero se diferencian en que la ETo es aplicada a un cultivo específico, estándar o de referencia, habitualmente gramíneas o alfalfa, de 8 a 15 cm de altura uniforme, de crecimiento activo, que cubre totalmente el suelo y que no se ve sometido a déficit hídrico. Es por lo anterior que en los últimos años está reemplazando al de ETP.

Evapotranspiración real, actual o efectiva (ETr): No obstante las mayores precisiones alcanzadas con la incorporación de algunos de los conceptos anteriores, las condiciones establecidas por ellos no siempre se dan en la realidad, y aquella evapotranspiración que ocurre en la situación real en que se encuentra el cultivo en el campo, difiere de los límites máximos o potenciales establecidos. Para referirse a la cantidad de agua que efectivamente es utilizada por la evapotranspiración se debe utilizar el concepto de evapotranspiración actual o efectiva, o bien, más adecuadamente, el de evapotranspiración real. La ETr es más difícil de calcular que la ETP o ETo, ya que además de las condiciones atmosféricas que influyen en la ETP o ETo, interviene la magnitud de las reservas de humedad del suelo y los requerimientos de los cultivos. Para determinarla se debe corregir la ETP o ETo con un factor Kc dependiente del nivel de humedad del suelo y de las características de cada cultivo.

Coeficiente de cultivo (Kc): Como puede desprenderse del apartado anterior, un coeficiente de cultivo, Kc, es un coeficiente de ajuste que permite calcular la ETr a partir de la ETP o ETo. Estos coeficientes dependen fundamentalmente de las 8

características propias de cada cultivo, por tanto, son específicos para cada uno de ellos y dependen de su estado de desarrollo y de sus etapas fenológicas, por ello, son variables a lo largo del tiempo. Dependen también de las características del suelo y su humedad, así como de las prácticas agrícolas y del riego.

Métodos para determinar la evapotranspiración: Los métodos pueden clasificarse en métodos directos e indirectos. Los primeros proporcionan directamente el consumo total del agua requerida, utilizando para ello aparatos e instrumentos para su determinación. Los segundos en forma directa y bajo la utilización de fórmulas empíricas, obtienen los consumos de agua a través de todo el ciclo vegetativo de la planta.

Métodos directos. Miden directamente los consumos por evaporación y requieren para su determinación la instalación de aparatos, el cuidado de ellos y seguir la metodología específica en cada paso. Son aplicables para zonas donde se tiene una agricultura establecida, ya que proporcionan valores mucho más apegados a la realidad y sirven a la vez para ajustar los parámetros de los métodos empíricos. Los métodos más utilizados son: el del lisímetro, del evapotranspirómetro de Thornthwaite, los atmómetros y el método gravimétrico.

Método del lisímetro Determina la evapotranspiración potencial y consiste en un recipiente de lámina galvanizada formado por un tanque cilíndrico de más o menos 6 m de diámetro por 95 cm de alto, en el que se coloca el suelo y el cultivo en estudio. El consumo de agua por evapotranspiración se determina pesando diariamente el conjunto del suelo, plantas, agua y aparato, y por diferencia de pesadas se obtiene la humedad 9

consumida. La reposición de agua se efectúa por medio de tanques de alimentación en forma automática. Puede mencionarse como ventaja la facilidad de las mediciones y de la aplicación del agua; pero a su vez estos aparatos aunque fáciles de manejar, son más caros. Entre las desventajas se encuentran sus altos costos, que pueden alterar las condiciones normales del suelo afectando la medición, provocan un desarrollo anormal de las raíces que se concentran hacia el tubo de aplicación del agua, por haber más humedad en el fondo o base del recipiente y no se pueden aplicar a plantas que tengan un sistema radicular mayor que las dimensiones del tanque que contiene el suelo.

Evapotranspirómetro de Thornthwaite Consta de las siguientes partes: a) Tanque evapotranspirador de fierro galvanizado, con área rectangular de 4 m2 y 90 cm de profundidad. Este tanque va hundido hasta el nivel del suelo. Se llena de tierra y se siembran las plantas. En el fondo tiene un lecho de grava que ayuda a eliminar el exceso de agua. b) Tubería subterránea ramificada y perforada para conducir el agua al suelo. c) Tanque alimentador en donde se mide y agrega diariamente el agua consumida. d) Tanque regulador en donde se mide y agrega diariamente el agua consumida. e) Tanque de excedentes, que recoge los excesos de agua, generalmente provocados por lluvias. f) Junto a los tanques de excedentes y de alimentación se colocan higrómetros que permiten tener las medidas exactas del agua. 10

g) Tubería que conecta a todo el sistema. La cantidad de agua consumida (Uc) será la que se agrega al tanque alimentador (va) más la lluvia (vll), menos la cantidad medida en el tanque de excedentes (ve). Uc = va + vll – ve Para el buen funcionamiento del aparato se recomienda que los tanques alimentador, regulador y de excedentes, estén bajo una caseta, para disminuir los efectos de evaporación, además alrededor del tanque evapotranspirador, deberá estar sembrado el cultivo que está en estudio. Las dificultades que presenta la operación del equipo, el hecho de no poder aplicarse a más de un solo cultivo, hacen que su utilización sea altamente costosa.

Atmómetro de Livingstone Está formado por una esfera de cerámica porosa, que tiene un vástago barnizado del mismo material que se introduce dentro de un recipiente graduado que contiene agua; la esfera se encuentra pintada de blanco o de negro. Al recibir energía de la 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 blanco. El valor se obtiene con la diferencia de lecturas.

Método gravimétrico Se basa en la determinación en los diferentes valores de humedad registrados en una serie de pesadas que se efectúan a través del ciclo vegetativo, en muestras 11

de suelo, obtenidas a una profundidad igual a la que tienen las raíces de las plantas del cultivo considerado. En función de estas diferencias y de las características del suelo, se obtienen las láminas de agua consumidas por evaporación, en un periodo de tiempo determinado. La suma total de las láminas consumidas en los intervalos entre riegos, es igual “

”

“

”

Método indirectos o Empíricos Los métodos más comunes para estimar la evapotranspiración son: 1. Thornthwaite 2. Turc 3. Blaney y Criddle 4. Racional utilizando la curva de Hansen 5. Grassi y Christensen 6. Tanque evaporímetro tipo A 7. Penman simplificado La mayor parte de ellos son demasiado teóricos ya que han sido deducidos bajo condiciones definidas entre regiones y su aplicación precisa de una serie de datos que generalmente no se tienen a la disposición. El método de Thornthwaite calcula la evapotranspiración potencial mediante los datos existentes de las temperaturas medias mensuales, el de Turc utiliza la precipitación y temperatura medias de una cuenca, y los de Blaney y Criddle y Grassi y Christensen hacen uso de la radiación solar.

12

Método de Thornthwaite. La fórmula se basa en la temperatura y en la latitud determinando que esta última constituye un buen índice de la energía en un lugar específico. Sirve para estimar la evapotranspiración potencial y tiene la ventaja de que la fórmula usa datos climatológicos accesibles. Se obtienen buenos resultados en zonas húmedas con vegetación abundante. Su expresión general es:

Donde: Et = evaporación potencial no ajustada para meses de 30 días de 12 horas luz (mm) T = temperatura media mensual (°C) I = suma de (i) para todos los meses del año o semana anual de calor a = constante que depende del lugar y que es función del índice de eficiencia anual de temperatura, cuyo valor es: a = 0.000000675 I 3 - 0.0000771 I 2 + 0.017925 I + 0.49239 i = eficiencia de la temperatura L = índice anual de calor (o temperatura). Es la suma de las eficiencias mensuales de Temperatura.

13

La evapotranspiración potencial no ajustada se corrige por la duración real del día en horas y los días del mes y se obtiene la evapotranspiración potencial ajustada. Las críticas que pueden hacerse a este método son: 1. La temperatura no es buena indicadora de la energía disponible para la evapotranspiración. 2. La temperatura del aire respecto a la temperatura de radiación puede ser diferente. 3. La evaporación puede cesar cuando la temperatura promedio desciende de cero grados centígrados, lo cual es falso. 4. El viento puede ser un factor importante en algunas áreas requiriéndose en ocasiones para ello, un factor de corrección. 5. La fórmula no toma en cuenta el efecto de calentamiento o enfriamiento del aire por advección. Se obtienen resultados aceptables en zonas húmedas con vegetación abundante, pero los errores aumentan en zonas áridas o semiáridas.

Método de Turc. Turc desarrolló la fórmula siguiente la cual se basa en estudios estadísticos de 254 cuencas alrededor del mundo; relaciona evapotranspiración, precipitación y temperatura. También, desarrolló otra fórmula mucho más complicada para periodos más pequeños (10 días); en esta fórmula trata de tomar en cuenta el efecto de la humedad del suelo para diferentes plantas.

Donde: 14

ETreal

= evapotranspiración anual (mm)

P

= precipitación anual (mm)

IT

= 300 + 25 T + 0.05 T3

T

= temperatura media del aire (°C)

Método de Blaney y Criddle: Harry F. Blaney y Wayne D. Criddle lograron perfeccionar su fórmula en el oeste de los Estados Unidos, donde haciendo intervenir la temperatura media mensual y el porcentaje de horas-luz, así como un coeficiente que depende del cultivo se puede estimar el uso consuntivo. U. C. = K F Donde: U. C. = uso consuntivo o evapotranspiración real (cm) K

= coeficiente de ajuste que depende de varios factores entre ellos, el tipo de cultivo, de la humedad a que está sujeta al suelo.

Donde: n

= número de meses que cubre el ciclo vegetativo del cultivo.

f

= factor climático

T

= temperatura media mensual (°C) 15

p

= porcentaje de horas-luz del mes, con respecto al total anual.

La fórmula propuesta relaciona la temperatura media de un lugar con la luminosidad y la evapotranspiración, eliminando la humedad relativa; determinando los coeficientes globales del cultivo.

Coeficiente de corrección “KT”. La fórmula reporta valores en algunos casos no específicos, por haber sido deducida en una región desértica, Penman introdujo una corrección por temperatura “KT” KT = 0.031144 T + 0.2396 T

= temperatura media mensual (°C)

Nota: esta corrección se lleva a efecto solamente en zonas desérticas. La expresión general de Blaney y Criddle, permite obtener valores del uso 30

“K”

constante que varía en función del desarrollo que permita obtener valores de U. C. “K”

“KD”;

tanto la expresión final de la fórmula tal como se usa actualmente es la siguiente: U. C. = KD x KT x f Donde: KD = coeficiente de desarrollo Para poder aplicar esta fórmula es necesario tener las curvas que proporcionan “KD” obtenerse en cada lugar y para cada cultivo o bien usar las obtenidas en lugares similares.

16

En la T

1

“KG”

de uso consuntivo, tomados de la tabla publicada en el boletín del Departamento de Conservación de Suelos de los Estados Unidos de América.

Tabla 1. Coeficientes globales usados en la fórmula de Blaney y Criddle CULTIVO Maíz Trigo Algodón Sorgo Cártamo Soya Arroz Ajonjolí Garbanzo Cebada Jitomate (vara) Vid

REGION HUMEDA 0.75 0.75 0.60 0.70 0.57 0.80 1.00 0.70 0.60 0.75 0.70 0.70

REGION ARIDA 0.85 0.75 0.65 0.70 0.57 0.80 1.20 0.75 0.70 0.75 0.70 0.65

Al aplicarse la fórmula general el valor obtenido corresponde al uso consuntivo de todo el ciclo, sin que con esto se obtengan los diferentes valores parciales útiles para programar las láminas de agua y los intervalos de tiempo entre riegos. Et = F K Donde: Et = evapotranspiración potencial (mm) F = sumatoria de los valores obtenidos multiplicando el factor Tabla 2 por "p", obtenido de la Tabla 3 de latitud y mes del año.

17

de la

Tabla 2. Valores de la expresión

en relación con temperaturas

medias (°C) 0 1.690 1.736 1.782 1.826 1.877 1.920 1.966 2.012 2.058 2.104 2.150 2.196 2.242 2.288 2.334 2.380 2.426

19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35

1 1.695 1.741 1.787 1.833 1.879 1.925 1.971 2.017 2.063 2.109 2.155 2.201 2.247 2.293 2.339 2.385 2.431

2 1.699 1.745 1.791 1.837 1.883 1.929 1.975 2.021 2.067 2.113 2.159 2.205 2.251 2.297 2.343 2.389 2.431

3 1.704 1.750 1.796 1.842 1.888 1.934 1.980 2.026 2.072 2.118 2.164 2.210 2.256 2.302 2.348 2.394 2.436

T

3 V

4 1.708 1.754 1.800 1.846 1.892 1.938 1.984 2.030 2.076 2.122 2.168 2.214 2.260 2.306 2.352 2.398 2.440

5 1.713 1.759 1.805 1.851 1.897 1.943 1.989 2.035 2.081 2.127 2.173 2.219 2.265 2.311 2.357 2.403 2.445

6 1.718 1.764 1.810 1.856 1.902 1.948 1.994 2.040 2.086 2.132 2.178 2.224 2.270 2.316 2.362 2.408 2.450

7 1.722 1.768 1.814 1.860 1.906 1.952 1.998 2.044 2.090 2.136 2.182 2.228 2.274 2.320 2.366 2.412 2.424

8 1.727 1.773 1.819 1.865 1.911 1.957 2.003 2.049 2.095 2.141 2.187 2.233 2.279 2.325 2.371 2.417 2.459

9 1.731 1.777 1.823 1.869 1.915 1.961 2.007 2.053 2.099 2.145 2.191 2.237 2.283 2.329 2.375 2.421 2.463

“ ”

Lat. Norte

Ene.

Feb.

Mar.

Abr.

May.

Jun.

Jul.

Ago.

Sep.

Oct.

Nov.

20° 21° 22° 23° 24° 25° 26° 27° 28° 29° 30° 31° 32°

7.74 7.71 7.66 7.62 7.58 7.53 7.49 7.43 7.40 7.35 7.30 7.25 7.20

7.26 7.24 7.21 7.19 7.17 7.13 7.12 7.09 7.07 7.04 7.03 7.00 6.97

8.41 8.40 8.40 8.40 8.40 8.30 8.40 8.38 8.30 8.37 8.38 8.36 8.37

8.53 8.54 8.56 8.57 8.60 8.61 8.64 8.65 9.68 8.70 8.72 8.73 8.75

9.14 9.18 9.92 9.24 9.30 9.32 9.38 9.40 9.46 9.49 9.53 9.57 9.63

9.00 9.05 9.09 9.12 9.20 9.22 9.30 9.32 9.38 9.43 9.49 9.54 9.60

9.23 9.29 9.33 9.35 9.41 9.43 9.49 9.52 9.58 9.61 9.67 9.72 9.77

8.95 8.98 9.00 9.02 9.05 9.08 9.10 9.13 9.16 9.19 9.22 9.24 9.28

8.29 8.29 8.30 8.30 8.31 8.30 8.31 8.32 8.32 8.32 8.34 8.33 8.34

8.17 8.15 8.13 8.11 8.09 8.08 8.06 8.03 8.02 8.00 7.99 7.95 7.95

7.59 7.54 7.50 7.47 7.43 7.40 7.36 7.36 7.22 7.24 7.19 7.15 7.11

Dic.

7.66 7.62 7.55 7.50 7.46 7.41 7.35 7.31 7.27 7.20 7.14 7.09 7.05

Mientras no se cuente con gráficas de la región, el cálculo de los valores parciales se hace con las gráficas elaboradas por el Departamento de Conservación de Suelos de los Estados Unidos de América, en la región del centro de California, que permiten obtener los coeficientes, en función del desarrollo de las plantas,

18

dividiendo en porcentajes el tiempo del ciclo total desde el nacimiento de las mismas, hasta la cosecha.

Se sugiere la siguiente metodología para el cálculo de la evapotranspiración real utilizando los coeficientes de desarrollo, determinados de las gráficas específicas del cultivo considerado: 1) O

“” “ ”

h

B

C

-luz en función de la latitud y

el mes, por el valor de la expresión:

2) Determinar y calcular los valores de Kc o sea, los coeficientes de la etapa de desarrollo en la gráfica de cultivo, para lo cual es necesario seleccionar el tramo de curva que comprenda al periodo vegetativo y dividirlo entre el número de meses que dura el ciclo del cultivo. Calcular para cada mes una ordenada media de la curva (por medio de 3 o 4 ordenadas del intervalo), la cual representa el valor mensual de Kc.

Coeficiente de ajuste “J” Aunque el método de Blaney y Criddle y sus coeficientes por cultivo han sido usados en diferentes partes del mundo con relativa aproximación, estos valores deben estar ajustados cada vez que se tengan referencias experimentales confiables. J = Kg / Kc

19

Método racional utilizando la curva de Hansen: Todas las plantas cultivadas presentan etapas de crecimiento, floración y fructificación. Este método se basa en que las exigencias de humedad a través del ciclo vegetativo se conjugan en una sola curva determinada como promedio de todas las demás. Las etapas de crecimiento están relacionadas con las demandas de agua aún más estrechamente, que la edad misma de los cultivos. Este método tiene las siguientes ventajas: a) Reúne en una sola curva la información sobre las exigencias relativas de humedad de un cultivo a través de un ciclo vegetativo, eliminando así la necesidad de usar diferentes curvas para calcular los usos consuntivos. ) E

“”

z

evaporación de cada distrito afinando dicho coeficiente con los estudios de control gravimétrico de humedad. c) El coeficiente de requerimiento de humedad puede ser mejor adaptado a las condiciones de cada distrito afinando dicho coeficiente con los estudios de control gravimétrico de humedad del suelo, que se hayan realizado en las parcelas de prueba para diferentes cultivos y determinando en cada caso, los porcientos de horaluz de cada distrito o área por regar. El procedimiento de cálculo exige usar el siguiente camino: 1. Obténgase para cada mes el factor "f" de Blaney y Criddle. 2. Defínase el punto que limita el desarrollo de longitud de la curva según el cultivo propuesto por Hansen. 3. Precise en décimas el tramo de la curva sobre el eje de las abscisas, el cual se divide en el número de meses que forman el ciclo vegetativo. 4. Determínese el coeficiente de la etapa de desarrollo del cultivo (Kc) de la curva única de Hansen. 20

5. El valor de la coordenada media se obtiene en igual forma que en el método anterior. Formación de la curva de los consumos acumulados y frecuencias de los riegos: Obtenidas las láminas que se consumirán mensualmente se procede a la formación de la curva de consumos acumulados y se determinan las frecuencias con que deben aplicarse los diferentes riegos, mediante el siguiente proceso: 1. Se Traza un sistema de ejes coordenados y coloque en el eje de las ordenadas una escala en centímetros que represente las láminas de agua acumuladas en cm, y en el eje de las abscisas el tiempo en días que dura el ciclo vegetativo del cultivo. 2. Se fija en la gráfica los valores de los consumos mensuales en forma acumulativa. 3

“

”

h

consumida entre riegos, en el espesor del suelo considerado para alojar el sistema radicular, deberá ser del mismo valor. 4. Se fija en la curva los valores de las diferentes láminas de agua de consumos acumulados y en cada uno de los puntos donde intersecta a la curva, se trazan paralelas al eje de las ordenadas hasta cortar el eje de las abscisas para fijar los diferentes intervalos en que deberán aplicarse los riegos.

Método de Grassi y Christensen. Este método calcula el uso consuntivo de igual forma que lo hacen Blaney y Criddle. Se determinan los factores evaporantes (f), se multiplican por los coeficientes periódicos (km) que se obtienen de una gráfica con los valores propuestos por Grassi y Christensen, de la manera siguiente:

21

1. Se determina el coeficiente global (Kg) el cual dependerá del cultivo y de las características climáticas del lugar, ya que los valores para zonas húmedas y semihúmedas son más bajos que para las zonas áridas y semi-áridas, según los valores de coeficientes globales propuestos por Blaney y Criddle (Tabla 1). 2. Una vez obtenido este valor, se va a la Tabla 4 con los coeficientes propuestos por Grassi y Christensen, y se toman los valores de los diferentes tantos porcientos del ciclo vegetativo correspondiente para el coeficiente global elegido. 3. Se elabora una gráfica tomando como abscisas los valores del porciento del ciclo vegetativo y en las ordenadas los valores de los coeficientes periódicos (Km) de la Tabla 4. 4. Una vez construida la gráfica, se divide en partes iguales la distancia que comprende todo el ciclo vegetativo, como meses dure el cultivo desde la siembra a la cosecha. 5. Se levanta en cada división de la separación de meses en las abscisas, líneas perpendiculares hasta la curva. Las áreas delimitadas en la curva deberán ser igual al número de meses en que se haya dividido el ciclo vegetativo del cultivo. 6. Se localizan los centros de gravedad de estas áreas y se trazan por ellos paralelas al eje de las abscisas obteniéndose en el eje de las ordenadas el valor de Km para cada mes. 7. Finalmente el valor determinado se multiplica por los valores de los (f) mensuales correspondientes para obtener el valor del uso consuntivo de cada uno de ellos.

22

Tabla 4. Coeficientes periódicos de uso consuntivo en función del ciclo vegetativo CICLO

Kg = 0.35

Kg = 0.40

Kg = 0.45

Kg = 0.50

Kg = 0.55

Kg = 0.60

Kg = 0.65

VEGETATIVO (%)

K

K

K

K

K

K

K

10

0.158

0.181

0.204

0.226

0.249

0.272

0.294

20

0.255

0.292

0.328

0.365

0.401

0.438

0.474

30

0.333

0.380

0.428

0.425

0.523

0.571

0.618

40

0.391

0.447

0.503

0.559

0.615

0.671

0.727

50

0.430

0.492

0.553

0.615

0.676

0.738

0.799

60

0.450

0.514

0.578

0.643

0.707

0.771

0.836

70

0.450

0.515

0.579

0.643

0.708

0.772

0.837

80

0.431

0.493

0.555

0.616

0.678

0.740

0.801

90

0.393

0.450

0.406

0.562

0.618

0.674

0.731

100

0.336

0.384

0.432

0.480

0.528

0.576

0.624

Kg = 0.70

Kg = 0.75

Kg = 0.80

Kg = 0.85

Kg = 0.90

Kg = 0.95

K

K

K

K

K

K

10

0.317

0.340

0.362

0.385

0.407

0.430

20

0.511

0.547

0.584

0.620

0.657

0.693

30

0.666

0.713

0.761

0.809

0.856

0.904

40

0.783

0.839

0.895

0.951

1.006

1.063

50

0.861

0.922

0.984

1.045

1.107

1.168

60

0.900

0.964

1.028

1.093

1.157

1.221

70

0.901

0.965

1.030

1.094

1.158

1.222

80

0.863

0.925

0.986

1.048

1.109

1.171

90

0.787

0.843

0.899

0.956

1.012

1.068

100

0.672

0.720

0.768

0.816

0.864

0.912

CICLO VEGETATIVO (%)

Fuente: De la Peña (1987). "Manual del uso y manejo del agua de riego". 186 p.

Método usando un tanque evaporímetro tipo “A”. Se basa en la consideración propuesta por Grassi en la que estipula que las medidas de evaporación en una superficie de agua en un tanque evaporímetro integra los efectos de los diferentes factores meteorológicos que influyen en la evaporación.

23

Basado en esto, se puede estimar con cierta precisión la evapotranspiración de un cultivo utilizando la siguiente expresión: EtR = EtP KC si consideramos que EtP = C Ev tenemos: EtR = C EV KC Donde: EtR = evapotranspiración real EtP = evapotranspiración potencial C

= coeficiente de ajuste de la evaporación por la posición del tanque, la

intensidad del viento y por el porciento de la humedad relativa mensual sobre el tanque EV = evaporación media en tanque tipo A KC = coeficiente de ajuste en función del desarrollo vegetativo del cultivo

E

“A”

z

M

N

estipula que las tinas tengan un diámetro de 1.22 m por 0.26 m de altura. Su colocación está condicionada a ciertas normas que cubren la altura sobre el 0 50 tanque

de

aluminio

4” x 4” deber

ser

pintado

de

color

generalmente

blanco,

recomendándose no utilizar colores obscuros o negros. Puede estar rodeado de pasto o en tierra seca. El nivel del agua dentro de la tina se debe conservar de 15 a 20 cm y teniendo cuidado de que no se formen en la superficie capas de nata que modifiquen el valor de la evaporación.

24

Método de Penman simplificado: Con este método puede obtenerse fácilmente la evaporación potencial diaria en mm/día, mediante el uso de un nomograma y tablas formadas en función de la radiación extraterrestre, la temperatura media del aire y el porcentaje de brillo solar. Para este porcentaje se calcula un valor esperado en la zona o se determina por medio de un piroheliógrafo (quemador de papel). Metodología para obtener la evapotranspiración potencial 1. Se obtiene el valor de la radiación extraterrestre expresada en evaporación equivalente en mm/día de cada mes en atención a la latitud del lugar (Tabla 5). Tabla 5. Radiación (Latitud Norte)

Mes Enero Febrero Marzo Abril Mayo Junio Julio Agosto Septiembre Octubre Noviembre Diciembre

20 11.2 12.7 14.4 15.6 16.3 16.4 16.3 15.9 14.8 13.3 11.6 10.7

22 10.7 12.3 14.2 15.5 16.3 16.4 16.4 15.8 14.6 13.0 11.1 10.2

24 10.2 11.9 13.9 15.4 16.4 16.6 16.5 15.8 14.6 12.6 10.7 9.7

26 9.8 11.5 13.7 15.3 16.4 16.7 16.6 15.7 14.3 12.3 10.3 9.3

28 9.3 11.1 13.4 15.3 16.5 16.8 16.7 15.7 14.1 12.0 9.9 8.8

30 8.8 10.7 13.1 15.2 16.5 17.0 16.8 15.7 13.9 11.6 9.9 8.3

32 8.3 10.2 12.8 15.0 16.5 17.0 16.8 15.6 13.6 11.2 9.0 7.8

34 7.9 9.8 12.4 14.8 16.5 17.1 16.8 15.5 13.4 10.8 8.5 7.2

Fuente: “Guidelines for predicting crop water requirements” por J. Doorenbos y W. O. Pruit Fao Roma, 1975.

2. Se calcula el porcentaje de brillo solar del lugar mediante la relación del vapor del brillo solar, según el reporte medio mensual obtenido en el piroheliógrafo instalado y el valor del brillo solar esperado en cada uno de los meses dados en la Tabla siguiente.

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Porcentaje de brillo solar (Latitud Norte)

Mes Enero Febrero Marzo Abril Mayo Junio Julio Agosto Septiembre Octubre Noviembre Diciembre

20 11.0 11.5 12.0 12.6 13.1 13.3 13.2 12.8 2.3 1.8 1.2 10.9

25 10.7 11.3 12.0 12.7 13.3 13.7 13.5 13.0 12.3 11.6 10.9 10.6

30 10.4 11.1 12.0 12.9 13.6 14.0 13.9 13.2 12.4 11.5 10.6 10.2

35 10.1 11.0 11.9 13.1 14.0 14.5 14.3 13.5 12.4 11.2 10.3 9.8

Fuente: “Guidelines for predicting crop water requirements” por J. Doorenbos y W. O. Pruit Fao Roma, 1975.

3. Para encontrar el valor de la evapotranspiración potencial en el nomograma, se traza una línea que una el punto que representa al valor de la radiación extraterrestre expresada en evaporación equivalente en mm/día con el punto de la escala donde está el valor del porcentaje de brillo solar, prolongándola hasta la escala pivote, cuyo cruce determinará el siguiente trazo. 4. Del punto base de la escala pivote, se traza una línea que una el valor obtenido en la línea pivote con el valor de la temperatura media mensual expresada en °C, la cual deberá prolongarse hasta encontrar la escala en que están los valores de la evapotranspiración potencial dada en mm/día. El cruce de dicha línea y la escala encontrada, fija el valor de la evaporación potencial diaria en mm/día. 5. El valor de la evapotranspiración potencial en mm/día se multiplica por el número de días que tiene el mes y/o por los días que cubre el cultivo y se tiene el valor de evapotranspiración mensual en mm/día y/o en mm/ciclo.

26

Factores del suelo.

Estructura del Suelo: La partículas texturales del suelo como arena, limo y arcilla se asocian para formar agregados y a unidades de mayor tamaño nombrados por peds. La estructura del suelo afecta directamente la aireación, el movimiento del agua en el suelo, la conducción térmica, el crecimiento radicular y la resistencia a la erosión. El agua es el componente elemental que afecta la estructura del suelo con mayor importancia debido a su solución y precipitación de minerales y sus efectos en el crecimiento de las plantas.

La Profundidad del suelo: La definición original del solum se denominaba como la capa superficial del suelo (horizonte A) junto con el subsuelo (E y B). El horizonte C se definía como estratos con poca formación edafogénetica. De este modo la profundidad efectiva del suelo fue considerada como la espesura del suelo. Sin embargo, la presencia de raíces y la actividad biológica que frecuenta a menudo en horizonte C realza la importancia de incluir este horizonte en la definición de profundidad del suelo. En la práctica los estudios con levantamiento de suelos utilizan límites de profundidad arbitrarios (200 cm).

Características del Agua en el Suelo: El agua almacenada o fluyente en el suelo afecta la formación del suelo, su estructura, estabilidad y erosión. El agua almacenada es el factor principal para satisfacer la demanda hídrica de las plantas.

27

La Disponibilidad del Agua en el Suelo: Cuando un campo se encuentra encharcado, el espacio de aire en el suelo se desplaza por el agua. Se denomina Capacidad de Campo (CC) a la cantidad de agua el suelo es capaz de retener luego de ser saturado y dejado drenar libremente evitando evapotranspiración y hasta que el potencial hídrico se estabilice (tras 24 a 48 horas de la lluvia o riego). El agua ocupando el espacio de

los poros más

grandes (macroporos) drena hacia capas inferiores bajo la fuerza de gravedad. Los poros más pequeños (microporos) se llenan de agua y los más grandes de aire y agua. El punto Capacidad de Campo corresponde a una succión de 1/3 bar. Las plantas deben producir una succión hasta 15 bares como máximo. A los 15 bares de succión la cantidad de agua en el suelo se denomina por el Punto de Marchitez Permanente (PMP). A ese punto las plantas pierden la capacidad de succión y siguen perdiendo agua mediante la transpiración. Se pierde la turgencia de la planta resultando en su marchitez. Gráficamente la diferencia entre el Punto de Capacidad de Campo y el Punto de Marchitez Permanente resulta en el agua disponible para cultivo en mm o expresado porcentualmente. La textura del suelo influencia en la cantidad de agua en un suelo drenado hasta el punto de capacidad de campo y la cantidad que está disponible para las plantas. La humedad del suelo que se encuentra disponible se puede determinar en el laboratorio como se ilustra en las curvas de retención de humedad del suelo.

La Textura del Suelo: La textura del suelo se refiere a la proporción de componentes inorgánicos de diferentes formas y tamaños como arena, limo y arcilla. La textura es una propiedad importante ya que influye como factor de fertilidad y en la habilidad de retener agua, aireación, drenaje, contenido de materia orgánica y otras propiedades.

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El triángulo de textura de suelos según la FAO se usa como una herramienta para clasificar la textura. Partículas del suelo que superan tamaño de 2.0mm se definen como piedra y grava y también se incluyen en la clase de textura. Por ejemplo, un suelo arenoso con 20% de grava se clasifica como franco arenoso con presencia de gravas. Cuando predominan componentes orgánicos se forman suelos orgánicos en vez de minerales.

Infiltración: El agua precipitada sobre la superficie de la Tierra, queda detenida, escurre por ella, o bien penetra hacia el interior. De esta última fracción se dice que se ha filtrado. El interés económico del fenómeno, es evidente si se considera que la mayor parte de los vegetales utilizan para su desarrollo agua infiltrada y que el agua subterránea

29

de una región tiene como presupuesto previo para su existencia, que se haya producido infiltración. Infiltración es el proceso por el cual el agua penetra en el suelo, a través de la superficie de la tierra, y queda retenida por ella o alcanza un nivel acuífero incrementando el volumen acumulado anteriormente. Superada por la capacidad de campo del suelo, el agua desciende por la acción conjunta de las fuerzas capilares y de la gravedad. Esta parte del proceso recibe distintas denominaciones: percolación, infiltración eficaz, infiltración profunda, etc.

Descripción del proceso de infiltración Considérese un área de suelo suficientemente pequeña, de modo que sus características (tipo de suelo, cobertura vegetal, etc.), así como la intensidad de la lluvia en el espacio puedan considerarse uniformes, aunque la última cambie en el tiempo. Supóngase que, al inicio de una tormenta, el suelo está de tal manera seco que la cantidad de agua que puede absorber en la unidad de tiempo, es decir, su capacidad de infiltración es mayor que la intensidad de la lluvia en esos primeros instantes de la tormenta. Bajo estas condiciones, se infiltraría toda la lluvia, es decir (Aparicio, 1999): Si i < fp , f = i Donde: f = infiltración, expresada como lámina por unidad de tiempo (mm/h) fp = capacidad de infiltración (mm/h) i = intensidad de la lluvia En esta parte del proceso las fuerzas producidas por la capilaridad predominan sobre las gravitatorias. Al avanzar el tiempo, si la lluvia es suficientemente intensa, el 30

contenido de humedad del suelo aumenta hasta que su superficie alcanza la saturación. En este momento se empiezan a llenar las depresiones del terreno, es decir, se originan charcos y comienza a producir flujo sobre la superficie. A este instante se le llama tiempo de encharcamiento y se denota como tp. Después del tiempo de encharcamiento, si la lluvia sigue siendo intensa, las fuerzas capilares pierden importancia frente a las gravitatorias pues el contenido de humedad en el suelo aumenta y la capacidad de infiltración disminuye con el tiempo. Además, bajo estas condiciones, la infiltración se hace independiente de la variación en el tiempo de la intensidad de la lluvia en tanto que ésta sea mayor que la capacidad de transmisión del suelo, de manera que: Si i > fp , t > tp, f = fp Donde fp decrece con el tiempo. Si después del tiempo de encharcamiento la tormenta entra en un periodo de calma, es decir, su intensidad disminuye hasta hacerse menor que la capacidad de infiltración, el tirante de agua existente sobre la superficie del suelo, de haberlo, disminuye hasta desaparecer y el agua contenida en los charcos también se infiltra, y en menor grado se evapora. Cuando ya no hay agua sobre la superficie del terreno, el contenido de humedad de las capas de suelo cercanas al frente húmedo se difunde, haciendo que dicho frente avance hacia arriba hasta que la superficie deja de estar saturada. Posteriormente, la lluvia puede volver a intensificarse y alcanzar otro tiempo de encharcamiento repitiéndose todo el ciclo descrito.

Factores que afectan la infiltración. El agua, para infiltrarse, debe penetrar a través de la superficie del terreno y circular a través de éste. Hay dos grupos de factores que influyen en el proceso:

31

a) Factores que definen las características del terreno o medio permeable b) Factores que definen las características del fluido (agua) que se infiltra

Algunos de estos factores influyen más en la intensidad de la infiltración, al retardar la entrada del agua, que en el total de volumen infiltrado, pero tal consideración se desprende, intuitivamente, de la descripción que a continuación se hace de ellos:

Características del terreno o medio permeable.

a) Condiciones de superficie. La compactación natural, o debida al tránsito, dificulta la penetración del agua y por tanto, reduce la capacidad de infiltración. Una superficie desnuda está expuesta al choque directo de las gotas de lluvia, que también da lugar a la compactación, lo que también disminuye la infiltración. Cuando un suelo está cubierto de vegetación, las plantas protegen de la compactación por impacto de lluvia, se frena el recorrido superficial del agua que está, así, más tiempo expuesta a su posible infiltración, y las raíces de las plantas abren grietas en el suelo que facilitan la penetración del agua. La pendiente del terreno influye en el sentido de mantener más o menos tiempo una lámina de agua de cierto espesor sobre él. La especie cultivada, en cuanto define mayor o menor densidad de cobertura vegetal, y sobre todo, el tratamiento agrícola aplicado, influirán en la infiltración. En las áreas urbanizadas se reduce considerablemente la posibilidad de infiltración.

b) Características del terreno. La textura del terreno influye por sí y por la influencia en la estabilidad de la estructura, tanto menor cuanto mayor sea la 32

proporción de materiales finos que contenga. Un suelo con gran cantidad de limos y arcillas está expuesto a la disgregación y arrastre de estos materiales por el agua, con el consiguiente llenado de poros más profundos. La estructura define el tamaño de los poros. La existencia de poros grandes reduce la tensión capilar, pero favorece directamente la entrada de agua. El calor específico del terreno influirá en su posibilidad de almacenamiento de calor que, afecta a la temperatura del fluido que se infiltra, y por tanto a su viscosidad. El aire que llena los poros libres del suelo, tiene que ser desalojado por el agua para ocupar su lugar y esto suaviza la intensidad de la infiltración, hasta que es desalojado totalmente.

c) Condiciones ambientales. La humedad inicial del suelo juega un importante papel. Cuando el suelo está seco al comienzo de la lluvia, se crea una fuerte capilaridad al humedecerse las capas superiores y este efecto, se suma al de gravedad incrementando la intensidad de infiltración. A medida que se humedece, se hinchan por hidratación, las arcillas y coloides y cierran las fracturas y grietas disminuyendo la capacidad de infiltración. Por otra parte, el agua que alcanza el nivel acuífero es el total de la infiltrada menos la retenida por el suelo.

33

Características del fluido que se infiltra La turbidez del agua afecta la intensidad de la infiltración, especialmente por los materiales finos en suspensión que contiene, que penetran en el suelo y reducen por colmatación la permeabilidad. El contenido en sales, a veces, favorece la formación de flóculos con los coloides del suelo y reduce por el mismo motivo, la intensidad de infiltración. En otras ocasiones, puede ocurrir lo contrario, al producirse de floculación. La temperatura del agua afecta a su viscosidad y en consecuencia, a la facilidad con que discurrirá por el suelo. Debido a ello se han obtenido para los mismos terreno, intensidades de infiltración menores en invierno que en verano.

Aparatos para medir la infiltración. Para medir la infiltración de un suelo se usan los infiltrómetros, que sirven para determinar la capacidad de infiltración en pequeñas áreas cerradas, aplicando artificialmente agua al suelo. Los infiltrómetros se usan con frecuencia en pequeñas cuencas o en áreas pequeñas o experimentales dentro de cuencas grandes. Cuando en el área se presenta gran variación en el suelo y vegetación, ésta se subdivide en subáreas relativamente uniformes, de las cuales haciendo una serie de pruebas se puede obtener información aceptable. Siendo la infiltración un proceso complejo, es posible inferir con los infiltrómetros la capacidad de infiltración de cualquier cuenca en forma cualitativa, pero no cuantitativa. La aplicación más favorable de este equipo se obtiene en zonas experimentales, donde se puede evaluar la infiltración para diferentes tipos de suelo y contenido de humedad.

34

Los infiltrómetros se pueden dividir en dos grupos: de carga constante y simuladores de lluvia.

Infiltrómetros de carga constante. Permiten conocer la cantidad de agua que penetra en el suelo en un área cerrada a partir del agua que debe agregarse a dicha área para mantener un tirante constante, que generalmente es de medio centímetro.

Infiltrómetro de carga constante.

Los infiltrómetros de carga constante más comunes consisten en dos aros concéntricos, o bien en un solo tubo; en el primer tipo, se usan dos aros concéntricos de 23 y 92 cm de diámetro respectivamente, los cuales se hincan en el suelo varios centímetros. El agua se introduce en ambos compartimentos, los cuales deben conservar el mismo tirante. El objeto del aro exterior es evitar que el agua dentro del aro interior se expanda en una zona de penetración mayor que el área correspondiente; la capacidad de infiltración del suelo se determina a partir de la cantidad de agua que hay que agregar al aro interior para mantener su tirante constante. El segundo tipo consiste en un tubo que se introduce en el suelo hasta una profundidad igual a la que penetra el agua durante la medición lo que evita que el

35

agua se expanda, en este caso se mide el agua que se le agrega para mantener el nivel constante. Aunque estos aparatos proporcionan un método simple y directo para determinar la cantidad de agua que absorbe el suelo con estas condiciones, sólo se considera la influencia del uso del suelo, vegetación y algunas variables físicas. Esta forma de medir la infiltración puede cambiar con respecto a la real porque no toma en cuenta el efecto que producen las gotas de lluvia sobre el suelo, como son la compactación y el lavado de finos. Por otra parte, tampoco considera el efecto del aire entrampado, el cual se escapa lateralmente; además, es imposible hincar los aros o el tubo sin alterar las condiciones del suelo cerca de su frontera, pudiendo ser afectado un porcentaje apreciable del área de prueba ya que ésta es muy pequeña.

Simuladores de lluvia. Con el objeto de evitar en lo posible las fallas de los infiltrómetros

de carga constante, se usan los infiltrómetros que simulan la lluvia,

aplicando el agua en forma constante al suelo mediante regaderas. El área que estos simuladores cubre varía generalmente entre 0.1 y 40 m2. En estos aparatos la capacidad de infiltración se deduce midiendo el escurrimiento superficial resultante de una lluvia uniforme. Existen diversos tipos de infiltrómetros de esta clase, dependiendo del sistema generador de lluvia y la forma de recoger el escurrimiento superficial del área en estudio. La capacidad de infiltración media en la cuenca Æ, se puede obtener con las mediciones

de

infiltrómetros

en

puntos

representativos

características del suelo de la cuenca.

Æ = (1 / Ac) Vi Ai Donde: Æ = capacidad de infiltración media de la cuenca (m/s) 36

de

las

diferentes

Ac = área total de la cuenca (m2) Vi = velocidad de infiltración obtenida con el infiltrómetro (m/s) Ai = área con características similares a las del punto donde se midió Vi (m2)

Métodos para calcular la infiltración. Todos los métodos disponibles para determinar la capacidad de infiltración en una cuenca están basados en el criterio expuesto cuando se analizó el infiltrómetro simulador de lluvia, o sea en la relación entre lo que llueve y lo que escurre. En la práctica resulta complicado analizar detalladamente el fenómeno y sólo es posible hacerlo, con ciertas limitaciones, para cuencas pequeñas donde ocurren tormentas sucesivas. Los métodos que permiten calcular la infiltración en una cuenca para una cierta tormenta, requieren del hietograma de la precipitación media y de su correspondiente hidrograma. Esto implica que en la cuenca donde se requiere evaluar la infiltración se necesita, por lo menos un pluviógrafo y una estación de aforo en su salida. En caso de contar únicamente con estaciones pluviométricas sólo se podrán hacer análisis diarios. Se considera que: P=Q+F

37

Donde: P = Volumen de precipitación (m3) Q = Volumen de escurrimiento directo (m3) F = Volumen de infiltración (m3) En esta ecuación se considera que F involucra las llamadas pérdidas que incluyen la intercepción de agua por plantas y el almacenamiento en depresiones (techos de edificios, casas, embalses) ya que no es factible medirlos; además, en esta forma se evalúa todo el escurrimiento directo, que es de interés fundamental ya que permite determinar la cantidad de agua que escurre con respecto a la que llueve.

Índice de infiltración media

El índice de infiltración media está basado en la hipótesis de que para una tormenta con determinadas condiciones iniciales la cantidad de recarga en la cuenca permanece constante a través de toda la duración de la tormenta. Así, si se conoce el hietograma y el hidrograma de la tormenta, el índice de la infiltración media, ø, es la intensidad de lluvia sobre la cual, el volumen de lluvia es igual al del escurrimiento directo observado o lluvia en exceso.

38

Para obtener el índice ø se procede por tanteos suponiendo valores de él y deduciendo la lluvia en exceso del hietograma de la tormenta. Cuando esta lluvia en exceso sea igual a la registrada por el hidrograma, se conocerá el valor de ø. Según la Figura anterior, el valor correcto de ø se tendrá cuando:

= he Donde: = lluvia en exceso en el intervalo de tiempo

deducido del hietograma ø de

la tormenta he = lluvia en exceso deducida del volumen de escurrimiento directo (Ved) entre el área de la cuenca (A). Debe señalarse que como la lluvia varía con respecto al tiempo y el índice es constante, cuando la variación de la lluvia

en un cierto intervalo de tiempo

sea menor que ø, se acepta que todo lo llovido se infiltró. El problema se presenta cuando se desea evaluar el volumen de infiltración, ya que si se evalúa a partir del índice ø se obtendrá por este hecho un volumen mayor que el real. Para calcular el volumen de infiltración real, se aplica la siguiente ecuación: F = ( hp - he ) A Donde: F = volumen de infiltración (m3) hp = altura de lluvia debida a la tormenta, la cual es la suma de los (mm) he = altura de la lluvia en exceso (mm) A = área de la cuenca (m2)

39

Obtención de la curva de capacidad de infiltración media. Si se tiene una serie de tormentas sucesivas en una cuenca pequeña y se dispone del hietograma e hidrograma correspondientes, es posible obtener la curva de la capacidad de infiltración aplicando el criterio deHorner y Lloys. Del hietograma para cada tormenta, se obtiene la altura de lluvia hp y según el hidrograma, la lluvia en exceso, he, a que dio lugar. A continuación se calcula el volumen de infiltración F, expresado en lámina de agua, que es:

En la ecuación anterior hf debe dividirse entre el tiempo promedio en que ocurre la infiltración en toda la cuenca. En este criterio se acepta que la infiltración media se inicia cuando empieza la lluvia en exceso y continúa durante un lapso después de que ésta termina. En este momento, si la tormenta cubre toda el área, la infiltración continúa en forma de capacidad e irá disminuyendo conforme el área de detección del escurrimiento disminuye. Horton considera que el periodo equivalente durante el cual el mismo volumen de infiltración pasa, desde que la lluvia en exceso finaliza hasta que cesa el flujo sobre tierra, se puede detectar al analizar el hidrograma correspondiente. Según lo anterior, el tiempo promedio en el que ocurre la capacidad de infiltración se expresa como:

Donde: t = duración de la infiltración (h) de = duración de la lluvia en exceso (h)

40

Δ

=

x

h

sobre tierra (h) Por lo tanto, la capacidad de infiltración media será: f = hf / t Donde: hf = altura de infiltración media (mm) t = duración de la infiltración (h)

Una vez conocido el valor de f para cada tormenta, se lleva a una gráfica en el punto de cada periodo t. Al unir los puntos resultantes se obtiene la curva de capacidad de infiltración media.

Capacidad de infiltración en cuencas grandes. Para cuencas donde no se acepta que la intensidad de lluvia es uniforme en toda el área, Horton propone un criterio para calcular la capacidad de infiltración media, fa, que se tiene para una tormenta cualquiera. Este criterio supone la disponibilidad de registros de lluvia suficientes para representar su distribución satisfactoriamente, y que al menos uno de los registros se obtuvo a partir de un pluviógrafo. Esto implica estimar que la distribución de lluvia registrada en el pluviógrafo sea representativa de la distribución en toda la cuenca. Por otra parte, considera que el escurrimiento superficial es igual a la diferencia entre la precipitación y la infiltración que ocurre durante el periodo de la lluvia en exceso; o sea que se desprecia la infiltración antes y después de la lluvia en exceso. Entonces, el valor de fa que se encuentra es tal que multiplicado por la duración de la lluvia en exceso y restado de la lluvia total para el mismo periodo, proporciona el escurrimiento superficial total. 41

La estación pluviográfica recibe el nombre de estación base y las pluviométricas se llaman subestaciones. Con el fin de tener un criterio de cálculo general para la cuenca en estudio, conviene transformar a porcentajes la curva masa de la estación base. Una vez hecho estos cálculos, se suponen alturas de lluvia y a partir de la curva masa en porcentaje, se obtiene la variación respecto al tiempo. A continuación se proponen capacidades de infiltración media y se deduce cada altura de lluvia correspondiente a su lluvia en exceso. Lo anterior permite obtener gráficas de alturas de lluvias totales contra alturas de lluvia en exceso para diferentes capacidades de infiltración media. Así, conocida la altura de precipitación media en la cuenca para la tormenta en estudio, y su correspondiente altura de lluvia en exceso a partir del hidrograma del escurrimiento directo es posible obtener su capacidad de infiltración media. Este criterio es similar al del índice de infiltración media, sólo que ahora los tanteos se llevan a gráficas que en el caso de tener una tormenta con una duración grande es muy conveniente, ya que disminuye el tiempo de cálculo. Por otra parte, permite disponer de una gráfica que relaciona para cualquier tormenta su lluvia en exceso, su lluvia total y su correspondiente capacidad de infiltración media.

Coeficiente de escurrimiento. Como sólo una parte del volumen llovido en una cuenca escurre hasta su salida, al considerar la expresión: Q = Ce P Donde: Q = volumen de escurrimiento directo (m3) Ce = coeficiente de escurrimiento (%) P = volumen de lluvia (m3)

42

Se tiene en dicho coeficiente el valor representativo de aquellos factores. Si se conocen los volúmenes de escurrimiento y de lluvia, puede determinarse el volumen de infiltración, F, de la ecuación:

F=P-Q

Conviene recordar que en F están comprendidos desde pérdidas por retención superficial o intercepción de la vegetación y su evaporación, hasta los volúmenes que constituyen recarga de acuíferos una vez que se satisfizo la deficiencia de humedad del suelo.

Criterios en cuencas aforadas.

Al tomar la lluvia como principal variable en cuencas aforadas y debido a que ni la capacidad de infiltración ni el coeficiente de escurrimiento pueden considerarse constantes, se busca una relación entre la lluvia y la infiltración de acuerdo con el criterio del U.S. Soil Conservation Service (USSCS) según el cual la relación entre el coeficiente de escurrimiento Ce y la altura de precipitación total hp es:

Donde: S es un parámetro dado en las mismas unidades que hp (mm). De S se prueban distintos valores hasta encontrar el que hace mínima la variancia del error en el cálculo de Ce. Conocido el volumen de escurrimiento, por diferencia con el de precipitación se calcula el de infiltración.

43

Ejemplo: Calcular el índice de infiltración media (ø) de una cuenca dada con los datos de lluvia obtenidos en un pluviómetro, si se sabe que el área de la cuenca es de 200 km2 y tiene un volumen de escurrimiento directo de 16 X 106 m3.

Procedimiento: 1) Se obtiene la lámina de escurrimiento a partir del volumen de escurrimiento directo (he = 80 mm) 2) Se propone el índice de infiltración media (ø) que se le resta a cada dato de lluvia, buscando que la sumatoria sea igual a la lámina escurrida 3) Una vez igualada la sumatoria de las láminas escurridas (79.98 mm) con la lámina de escurrimiento obtenida en el paso 1 (80 mm), se puede decir que se obtuvo el índice de infiltración media (5.317 mm/h), el cual se puede graficar en el hietograma de la tormenta.

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Escurrimiento.

La expresión escurrimiento superficial suele referirse al volumen de las precipitaciones que caen sobre una cuenca, menos la retención superficial y la infiltración. El escurrimiento superficial o directo es función de la intensidad de la precipitación y de la permeabilidad de la superficie del suelo, de la duración de la precipitación, del tipo de vegetación, de la extensión de la cuenca hidrográfica 45

considerada, de la profundidad del nivel freático y de la pendiente de la superficie del suelo.

La aportación de una cuenca se representa comúnmente en una gráfica llamada "hidrograma", que consiste en una curva que representa las oscilaciones, respecto el tiempo, del nivel del agua de un río en una sección dada del mismo. En el caso de un río con un tiempo de descarga muy largo, los caudales que por él circulan al cabo de un tiempo, son el resultado de la acumulación del escurrimiento superficial con la aportación subterránea.

Ciclo del escurrimiento.

El estudio del escurrimiento de los ríos como parte del ciclo hidrológico, incluye la distribución del agua y su trayectoria desde que se precipita sobre la tierra hasta que alcanza la red hidrográfica o vuelve directamente a la atmósfera a través de la evapotranspiración. La distribución del volumen total de agua caída durante una precipitación dada, depende tanto de las características y condiciones físicas naturales o artificiales- de la cuenca, como de las características de la propia precipitación.

Al comienzo de una precipitación fuerte, una gran cantidad de agua es interceptada por la vegetación; el agua así almacenada sobre la superficie de la capa vegetal se encuentra muy expuesta al viento y ofrece una enorme área de evaporación, de tal forma que las precipitaciones de corta duración y poca intensidad pueden llegar a ser completamente consumidas por la intercepción de las plantas, por la pequeña cantidad de agua que se infiltra a través del suelo y por el agua que llena los charcos y pequeñas depresiones de la superficie del suelo.

Para que el agua llegue a infiltrarse, la superficie del suelo debe presentar una serie de condiciones adecuadas. Cuando a lo largo de una precipitación, el poder de intercepción y de almacenamiento en la superficie del suelo han sido ya agotados, y 46

cuando la precipitación es tal que su intensidad excede la capacidad de infiltración del suelo, comienza ya el escurrimiento superficial propiamente dicho. La superficie del suelo se cubre en ese momento con una fina película de agua llamada película de retención superficial. Una vez que el agua corre sobre la superficie del suelo y alcanza los cauces de la red hidrográfica, comienza a aparecer el escurrimiento superficial en los cauces como se muestra en la figura que está a continuación.

Parte del agua que se infiltra en el suelo continúa fluyendo lateralmente como un flujo hipodérmico, que tiene lugar a pequeñas profundidades debido a la presencia de horizontes relativamente impermeables situados muy cerca de la superficie del suelo, avanzando de este modo los cauces de la red sin haber sufrido una percolación profunda. Otra parte de esta agua se percola hacia la zona de saturación de las aguas subterráneas y eventualmente, alcanza la red hidrográfica para suministrar el escurrimiento base de los ríos. Existe todavía otra porción del agua infiltrada, que no llega a alcanzar el nivel de saturación de las aguas subterráneas y queda retenida encima del nivel freático, ésta es la llamada zona de saturación incompleta.

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Descomposición de la aportación de una lluvia de intensidad uniforme.

La Figura anterior, representa gráficamente la contribución que ejerce al caudal de los ríos una precipitación de intensidad moderada y constante. Cuando comienza una precipitación, casi toda el agua de la lluvia es recogida por la tierra en forma de retención superficial (intercepción + almacenamiento superficie suelo + evaporación); a medida que el tiempo transcurre, el almacenamiento que tiene lugar sobre la capa vegetal y la superficie del suelo se va saturando progresivamente y el agua comienza a infiltrarse a través del suelo; finalmente, aparece el flujo superficial que corre sobre la superficie del terreno, comenzando con ello a hacer presencia el escurrimiento puramente superficial en el caudal de los ríos. Existe además una porción de lluvia que desde el primer momento cae directamente sobre los cauces de los ríos y circula por ellos sin haber corrido previamente sobre la superficie del suelo; esta porción puede a veces aparecer claramente individualizada en el hidrograma general de la crecida.

Ríos que ganan o ceden agua al acuífero.

El río o arroyo típico de una región húmeda recibe agua del nivel freático. Este es un río efluente o que gana agua (Figura A). En las regiones áridas, muchos ríos llevan bastante agua en las partes altas. A medida que llegan a una elevación más baja, su cauce decrece debido a una menor precipitación, lo que provoca un descenso en el nivel freático, hasta el punto en que el río cede agua al acuífero, y se 48

llama río influente(Figura B). Algunos ríos pueden ser de ambos tipos, cediendo agua en épocas de sequía y recibiéndola en tiempos de lluvia (Figura C).

Figura. Tipos de ríos: A) Efluente, B) Influente, C) Efluente en período de lluvia e influente en época de sequía

Aforo.

Para determinar el volumen que escurre por una cuenca, se deben aforar o medir las corrientes. Los aforos se realizan en estaciones hidrométricas (en puentes de aforo y usando molinete) o se puede medir la corriente de cualquier río de manera individual. Estos aforos se hacen a través de cierto intervalo de tiempo (horas, días, etc), con cuyos datos se construyen gráficas de gasto (m 3/s) contra tiempo (h), llamadas hidrogramas.

Se usan básicamente tres tipos de métodos para aforar corrientes, a saber:

Secciones de control.

Una sección de control de una corriente se define como aquélla en la que existe una relación entre el tirante y el gasto. Consiste de una obra hidráulica o vertedor construido especialmente para aforar una corriente. Este método es el más 49

preciso de todos para el aforo, pero es relativamente costoso y en general, sólo se puede usar cuando los gastos no son muy altos. En el caso de estrechamientos en el cauce, deberá restringirse el transporte de objetos arrastrados por la corriente ya que la sección puede obstruirse. Un inconveniente de los vertedores es que generan un remanso aguas arriba de la sección. Por ello, este método es adecuado en ríos pequeños, cauces artificiales (como canales de riego) o cuencas experimentales.

Relación sección-pendiente.

Este método se utiliza para estimar el gasto máximo que se presenta durante una avenida reciente en un río donde no se cuenta con ningún otro tipo de aforo. Para su aplicación se requiere solamente contar con la topografía de un tramo del cauce y las marcas del nivel máximo del agua durante el paso de la avenida (obtenidas con estadal o de escalas dibujadas en las orillas del canal).

Relación sección-velocidad. Este es el método más usado en México para aforar corrientes. Consiste básicamente en medir la velocidad en varios puntos de la sección transversal y después calcular el gasto por medio de la ecuación de continuidad Q = v A (A = área hidráulica). Dentro de este método, existen varias maneras para obtener la velocidad del agua:

a) Flotador. Se escoge un tramo recto del río, libre de vegetación o cualquier otro obstáculo que pueda interrumpir el flujo. Se coloca un objeto que flote sobre el agua, a la mitad del tramo. Se mide el tiempo (s) que tarda en recorrer una distancia determinada (m). La velocidad (m/s) estará dada por el cociente entre distancia y tiempo. Este método aunque barato y fácil de usar, es inexacto porque se está midiendo la velocidad en la superficie de la corriente y de acuerdo a la parábola de velocidades del agua, ésta es la más grande y no corresponde a la velocidad media del río o canal.

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b) Molinete. Este método es más exacto para medir la velocidad media de un río. Consiste en introducir un aparato especialmente diseñado, que se llama molinete, el cual tiene una hélice o rueda de aspas o copas que gira impulsada por la corriente y mediante un mecanismo eléctrico, transmite por un cable el número de revoluciones por minuto o por segundo con que gira la hélice. Esta velocidad angular se traduce después a velocidad del agua usando una fórmula de calibración que previamente se determina para cada aparato en particular.

Fotografía mostrando un molinete y cómo se introduce a un río

Para obtener la velocidad media de un río o canal utilizando el molinete, se escoge una sección transversal al flujo, la cual se divide en secciones o tramos iguales (m). Se introduce el molinete en cada tramo, a los 6/10 de la profundidad media del tramo, que de acuerdo a la parábola de velocidades, es donde se ubica la velocidad media (m/s). Se obtiene la velocidad en cada sección. Es necesario también, conocer el área de cada tramo o sección, por lo que se introduce un estadal en el punto medio de cada sección, obteniéndose la profundidad media (m). Esta se multiplica por el ancho de cada sección (m), dando el área (m2) del rectángulo o tramo. Finalmente, se obtiene el producto de la velocidad (m/s) por el área (m 2) 51

dando el gasto (m3/s) de cada sección. La velocidad media se obtiene del cociente entre la sumatoria de todos los gastos y las áreas unitarias de cada sección.

c) Trazador químico o radioactivo. Este es un método indirecto para obtener la velocidad de una corriente y utiliza trazadores radioactivos (fluoricerinas) o químicos (sales de sodio, cromo o potasio). El procedimiento consiste en soltar una cantidad conocida de partículas fluorescentes, radiactivas, etc, al inicio de una sección recta del río previamente seleccionada, para medir el tiempo que tarda en llegar al final de dicha sección. Esto se puede hacer visualmente, con contadores de radioactividad, salinidad o cualquier otro aparato, dependiendo del tipo de partículas usadas. Este y otros métodos aún se encuentran en la etapa de experimentación y su uso todavía está limitado en la práctica.

La fórmula usada en el tramo de un río es:

Q = [ ( K - K' ) / K' ] q Donde: Q = gasto del río (m3/s) q = gasto de la solución que se inyecta (m3/s) K = concentración de la solución inyectada K' = concentración de la solución observada al final del tramo del río

Hidrograma de escurrimiento.

Es una gráfica que nos muestra la descarga, caudal o gasto de un río en función del tiempo. Durante un período de sequía la descarga estará compuesta enteramente de contribuciones subterráneas, como se observa en la Figura siguiente. A medida que el río o arroyo drena agua de la reserva subterránea, el nivel freático decae, dejando cada vez menos agua para alimentarlo. Si no hay una recarga del agua subterránea, el escurrimiento será cero. 52

Hidrograma mostrando la recesión del flujo base en estación de verano.

El escurrimiento va a depender de la topografía, el clima, la geología y el tipo de suelo. El flujo base del escurrimiento decrece en un período de sequía debido a que el agua subterránea se drena hacia el río o arroyo, y así el nivel freático desciende como se observa en la figura anterior

La recesión del flujo base es igual a: Q = Q0 e –at Donde: Q = flujo al mismo tiempo t después de que la recesión empezó (ft3/s o m3/s) Q0 = flujo al inicio de la recesión (ft3/s o m3/s) a = constante de recesión para la cuenca ( d-1) t = tiempo desde que la recesión empieza (d)

Partes de un hidrograma. Si se mide el gasto (volumen de escurrimiento por unidad de tiempo; m 3/s) que pasa de manera continúa durante todo un año por una determinada sección 53

transversal de un río y se grafican los valores obtenidos contra el tiempo, se obtendría una gráfica como la de la Figura a continuación.

Partes de un hidrograma.

Aunque la forma de los hidrogramas producidos por tormentas particulares varía no solo de cuenca a cuenca, sino también de tormenta a tormenta, es posible, en general distinguir las siguientes partes en cada hidrograma:

a) Punto de levantamiento. En este punto, el agua proveniente de la tormenta bajo análisis comienza a llegar a la salida de la cuenca y se produce inmediatamente después de iniciada la tormenta, durante la misma o incluso cuando ha transcurrido ya algún tiempo después de que cesó de llover. Su forma depende de varios factores, entre los que se pueden mencionar el tamaño de la cuenca, su sistema de drenaje, tipo de suelo, la intensidad y duración de la lluvia, etc. b) Gasto pico. Es el gasto máximo que se produce por la tormenta. Con frecuencia es el punto más importante de un hidrograma para fines de diseño. c) Punto de inflexión. En este punto es aproximadamente cuando termina el flujo sobre el terreno y de aquí en adelante, lo que queda de agua en la cuenca escurre por los canales y subterráneamente como escurrimiento base.

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d) Final del escurrimiento directo. De este punto en adelante el escurrimiento es sólo de origen subterráneo. Normalmente se acepta como el punto de mayor curvatura de la curva de recesión, aunque pocas veces se distingue de fácil manera. e) Tiempo de pico (Tp). Es el tiempo que transcurre desde el punto de levantamiento hasta el pico del hidrograma. f) Tiempo base (Tb). Es el tiempo que transcurre desde el punto de levantamiento hasta el final del escurrimiento directo. Es, entonces el tiempo que dura el escurrimiento directo. g) Rama ascendente. Es la parte del hidrograma que va desde el punto de levantamiento hasta el pico. h) Rama descendente o curva de recesión. Es la parte del hidrograma que va desde el pico hasta el final del escurrimiento directo. Tomada a partir del punto de inflexión, es una curva de vaciado de la cuenca.

El tiempo de un hidrograma aislado puede ser desde algunos minutos hasta varios días, y el pico puede tener valores del orden de unos cuantos litros por segundo hasta miles de metros cúbicos por segundo.

El área bajo el hidrograma,

es el volumen total escurrido; el área bajo

el hidrograma y arriba de la línea de separación entre el gasto base y directo,

, es el volumen de escurrimiento directo.

Debido a que el escurrimiento directo proviene de la precipitación, casi siempre aporta un componente del gasto total en un hidrograma mucho mayor que el que genera el escurrimiento base.

Análisis de hidrogramas.

A pesar de que el flujo base de un arroyo o río es relativamente constante, la descarga total del escurrimiento fluctúa grandemente en el año. Esto se debe a los 55

períodos de precipitación que contribuyen al flujo, interflujo y la precipitación directa sobre el cauce del río o arroyo. Para la mayoría de las cuencas de drenaje, la precipitación directa contribuye muy poco al cauce. El interflujo es un factor que puede ser altamente variable, dependiendo de la geología de la cuenca de drenaje. El factor principal en un hidrograma de tormenta es el flujo superficial, que se asume termina aproximadamente poco después del pico de la tormenta. Puede calcularse aproximadamente con la fórmula: D = A0.2 Donde: D = número de días entre el pico de la tormenta y el fin del flujo superficial A = cuenca de drenaje (km2) ó: D = 0.827 A0.2

Se Nota que estas ecuaciones son empíricas y son dimensionalmente incorrectas. El valor exponencial de 0.2 es arbitrario. La cantidad obtenida con D va a depender de muchas características, como la pendiente, vegetación, densidad de drenaje, etc. Ejemplo: Calcular la velocidad media de un río

Se tiene una sección transversal de un río, cuyo ancho es de 28 m. La sección se subdividió en 14 secciones y en cada una de ellas se midió en el campo, la velocidad del agua con un molinete. Los datos se consigan en la tabla siguiente. Calcule la velocidad media de toda la sección.

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Coeficiente de escurrimiento.

Otra manera de conocer el volumen de escurrimiento superficial que entra a una cuenca, es calcular el coeficiente de escurrimiento. Para ello, el INEGI (1993) propone un método que toma en cuenta la permeabilidad de rocas y suelos, la densidad de la cubierta vegetal y la variación espacial de la lluvia.

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Según el método usado, la intersección de la permeabilidad de los suelos y la densidad de la cubierta vegetal, da un valor de K (Figura 1). Este valor se lleva a la gráfica para determinar el coeficiente de escurrimiento que se obtiene de la intersección del valor de K con la precipitación media anual previamente calculada para la cuenca en estudio (Figura 2).

Figura 1. Relación Permeabilidad-Densidad de vegetación

Figura 2. Gráfica para determinar el coeficiente de escurrimiento

Se pueden obtener varios coeficientes de escurrimiento para una cuenca, dependiendo si tiene áreas de montañas o valles, lo que produce un coeficiente de escurrimiento mínimo (valle) y uno máximo (sierra). Para ello aplica la fórmula:

C = [( As * Cs ) + ( Av * Cv ) ] / Ac 58

Donde: C = coeficiente de escurrimiento promedio del área analizada (%) As = área de sierras (km2) Cs = coeficiente de escurrimiento de sierras (%) Av = área de valles (km2) Cv = coeficiente de escurrimiento de valles (%) Para obtener el volumen escurrido total, se sustituyen los valores en la ecuación:

Ve = [ ( Pp ) ( Ac ) ( C ) ] / 1000 Donde: Ve = volumen escurrido para el área (m3) Pp = precipitación media (mm) Ac = área de la cuenca (km2) C = coeficiente de escurrimiento promedio del área analizada (%)

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CONCLUSIONES.

El conocimiento de la evapotranspiración o liso consuntivo es un factor determinante en el diseño de sistemas de riego, incluyendo las obras de almacenamiento, conducción, distribución y drenaje. Especialmente, el volumen útil de una presa para abastecer a una zona de riego depende en gran medida del uso consuntivo. En México se usan fundamentalmente dos métodos para el cálculo del uso consuntivo: el de Thorntwaite y el de Blaney-Criddle. El primero, por tomar en cuenta sólo la temperatura media mensual, arroja resultados estimativos que pueden usarse únicamente en estudios preliminares o de gran visión, mientras que el segundo es aplicable a casos más específicos.

Uso consuntivo o evapotranspiración Los primeros estudios que abordaron el tema del riego hablaron de utilización consuntiva, cantidad de agua que se expresaba en metros cúbicos por hectárea regada. Luego, en 1941, la División de Riegos del Ministerio de Agricultura de los Estados Unidos y la Oficina Planificadora de Recursos Nacionales, definieron el “ del agua utilizada para el crecimiento vegetativo de las plantas en una superficie dada, tanto en la transpiración como en la formación de tejidos vegetales y de la evaporada por el terreno adyacente ya sea proveniente de la nieve o de las ” M C

“

1952 H F B ”

WD a

“ vegetativo de una cierta área por conceptos de transpiración y formación de tejidos vegetales y evaporada desde el suelo adyacente, proveniente de la nieve o

60

precipitación interceptada en el área en cualquier tiempo dado, dividido por la ”

Dentro del concepto de Evapotranspiración se llevan a cabo tres distinciones:

Evapotranspiración real (ETr) es la cantidad de agua realmente consumida por un terreno cultivado de acuerdo con las disponibilidades de agua.

Evapotranspiración potencial (ETp) es la máxima cantidad de agua que puede evaporarse desde un suelo completamente cubierto de vegetación, que se desarrolla en óptimas condiciones, y en el supuesto caso de no existir limitaciones en la disponibilidad de agua. Según esta definición, la magnitud de la ETp está regulada solamente por las condiciones meteorológicas o climáticas, según el caso, del momento o período para el cual se realiza la estimación. La diferencia entre los dos tipos es la necesidad de riego.

Coeficiente de cultivo, Kc: es un coeficiente de ajuste que permite calcular la ETr a partir de la ETp o ETo. Estos coeficientes dependen fundamentalmente de las características propias de cada cultivo, por tanto, son específicos para cada uno de ellos y dependen de su estado de desarrollo y de sus etapas fenológicas, por ello, son variables a lo largo del tiempo. Dependen también de las características del suelo y su humedad, así como de las prácticas agrícolas y del riego. Se hace alusión a estos Kc en numerosas publicaciones. La infiltración es el proceso por el cual el agua en la superficie de la tierra entra en el suelo. La tasa de infiltración, en la ciencia del suelo, es una medida de la tasa a la cual el suelo es capaz de absorber la precipitación o la irrigación. Se mide en pulgadas 61

por hora o milímetros por hora. Las disminuciones de tasa hacen que el suelo se sature. Si la tasa de precipitación excede la tasa de infiltración, se producirá escorrentía a menos que haya alguna barrera física. Está relacionada con la conductividad hidráulica saturada del suelo cercano a la superficie. La tasa de infiltración puede medirse usando un infiltrómetro.

Proceso de infiltración El proceso de infiltración puede continuar sólo si hay espacio disponible para el agua adicional en la superficie del suelo. El volumen disponible para el agua adicional depende de la porosidad del suelo y de la tasa a la cual el agua antes infiltrada puede alejarse de la superficie a través del suelo. La tasa máxima a la que el agua puede entrar en un suelo se conoce como capacidad de infiltración. Si la llegada del agua a la superficie del suelo es menor que la capacidad de infiltración, toda el agua se infiltrará. Si la intensidad de precipitación en la superficie del suelo ocurre a una tasa que excede la capacidad de infiltración, el agua comienza a estancarse y se produce la escorrentía sobre la superficie de la tierra, una vez que la cuenca de almacenamiento está llena. Esta escorrentía se conoce como flujo terrestre hortoniano. El sistema hidrológico completo de una línea divisoria de aguas se analiza a veces usando modelos de transporte hidrológicos, modelos matemáticos que consideran la infiltración, la escorrentía y el flujo de canal para predecir las tasas de flujo del río y la calidad del agua de la corriente. Subprocesos de la Infiltración: Por lo general ocurren tres subproceso la cuales serían: 1. La entrada de agua al suelo 2. La retención de agua 3. Movimiento del agua a través del suelo. Se expresa en unidades de velocidad de paso: mm/h, milímetro por hora o cm/h, centímetro por hora.

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3. Infiltrómetros: Se utilizan para determinar la capacidad de infiltración en pequeñas áreas cerradas, aplicando artificialmente agua al suelo. Los infiltrómetros se usan con frecuencia en pequeñas cuencas o en áreas pequeñas o experimentales dentro de cuencas grandes. Cuando en el área se presenta gran variación en el suelo y vegetación, ésta se subdivide en subáreas relativamente uniformes, de las cuales haciendo una serie de pruebas se puede obtener información aceptable. 4. Se pueden dividir en dos grupos: 1. carga constante 2. Simuladores de lluvia. Infiltrómetros de carga constante: Permiten conocer la cantidad de agua que penetra en el suelo en un área cerrada a partir del agua que debe agregarse a dicha área para mantener un tirante constante, que generalmente es de medio centímetro. Simuladores de lluvia.: Con el objeto de evitar en lo posible las fallas de los infiltrómetros de carga constante, se usan los infiltrómetros que simulan la lluvia, aplicando el agua en forma constante al suelo mediante regaderas. 5. Heitograma: Es un gráfico que permite conocer la precipitación de un lugar a través del tiempo de la tormenta. 6. Hidrograma Es un gráfico que muestra la variación en el tiempo de alguna información hidrológica tal como: nivel de agua, caudal, carga de sedimentos, entre otros. Para un río, arroyo, rambla o canal, si bien típicamente representa el caudal frente al tiempo; esto es equivalente a decir que es el gráfico de la descarga (L3/T) de un flujo en función del tiempo. Éstos pueden ser hidrogramas de tormenta e hidrogramas anuales, los que a su vez se dividen en perennes y en intermitentes. P

• las variaciones en la descarga a través de una tormenta, o a ñ h

•E

(

x ;

)•E •

estacionales de los caudales si se grafica un período de uno o varios años. El escurrimiento se define como el agua proveniente de la precipitación que circula sobre o bajo la superficie terrestre y que llega a una corriente para finalmente ser drenada hasta la salida de la cuenca. El agua proveniente de la precipitación que llega hasta la superficie terrestre una vez que una parte ha sido interceptada y 63

evaporada- sigue diversos caminos hasta llegar a la salida de la cuenca. Conviene dividir estos caminos en tres clases: escurrimiento superficial, escurrimiento subsuperficial y escurrimiento subterráneo.

Fuentes y Diferentes Tipos de Escurrimiento Una vez que la precipitación alcanza la superficie del suelo, se infiltra hasta que las capas superiores del mismo se saturan. Posteriormente, se comienzan a llenar las depresiones del terreno y, al mismo tiempo, el agua comienza a escurrir sobre su superficie. Este escurrimiento, llamado flujo en la superficie del terreno, se produce mientras el agua no llegue a cauces bien definidos (es decir, que no desaparecen entre dos tormentas sucesivas). En su trayectoria hacia la corriente más próxima, el agua que fluye sobre el terreno se sigue infiltrando, e incluso se evapora en pequeñas cantidades. Una vez que llega a un cauce bien definido se convierte en escurrimiento en corrientes. El flujo sobre el terreno, junto con el escurrimiento en corrientes, forma el escurrimiento superficial. Una parte del agua de precipitación que se infiltra escurre cerca de la superficie del suelo y más o menos paralelamente a él. A esta parte del escurrimiento se le llama escurrimiento subsuperficial; la otra parte, que se infiltra hasta niveles inferiores al freático, se denomina escurrimiento subterráneo. De los tres tipos de escurrimiento, el superficial es el que llega más rápido hasta la salida de la cuenca. Por ello está relacionado directamente con :1 una tormenta particular y entonces se dice que proviene de la precipitación en exceso o efectiva y que constituye el escurrimiento directo. El escurrimiento subterráneo es el que de manera más lenta llega hasta la salida de la cuenca (puede tardar años en llegar), y, en general, difícilmente se le puede relacionar con una tormenta particular, a menos que la cuenca sea demasiado pequeña y su suelo muy permeable. Debido a que se produce bajo el nivel freático, es el único que alimenta a las corrientes cuando no hay lluvias y por eso se dice que forma el escurrimiento base.

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El escurrimiento sub superficial puede ser casi tan rápido como el superficial o casi tan lento como el subterráneo, dependiendo de la permeabilidad de los estratos superiores del suelo; por ello es difícil distinguido de los otros dos. Cuando es relativamente rápido se le trata junto con el escurrimiento superficial, y cuando es relativamente lento se le considera parte del subterráneo. La clasificación anterior, aunque ilustrativa, no deja de ser arbitraria. El agua puede comenzar su viaje hacia la corriente como flujo superficial e infiltrarse en el camino, terminando como escurrimiento subsuperficial o subterráneo. A la inversa, el escurrimiento sub superficial puede emerger a la superficie si en su camino se encuentra con un estrato muy permeable que aflora en una ladera. Lo importante en realidad es la rapidez con que una cuenca responde a una tormenta, pues esto es lo que determina la magnitud de las correspondientes avenidas.

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