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• Carolina Borda

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REVISIÓN BIBLIOGRÁFICO BALANCE HÍDRICO I.- DEFINICIÓN: Se entiende por balance hídrico como el principio físico de conservación de masa a través del cual se evalúa la entrada y salida de agua a un sistema con el objetivo de conocer la disponibilidad de agua (g). Por medio de la contabilización de entrada y salida de agua del suelo podemos conocer la ganancia, pérdida y el almacenamiento de agua por este sistema (suelo). Además debe tenerse en consideración que el balance hídrico pertenece al ciclo hidrológico del agua. Las ganancias o ingresos del agua al sistema se produce a través de la escorrentía de ingreso (fi), rocío (D), precipitación (p), y aplicación de riego; mientras que las pérdidas o egresos de agua esta dado por escorrentía de salida

(fo),

infiltración,

evaporación

o

evapotranspiración

real

(E)

,

evapotranspiración potencial (Eo). Entonces podemos decir que cuando la pérdida mensual o anual de la humedad exceda a la precipitación resulta un balance hídrico deficitario, con lo cual el suelo se seca; en cambio cuando la precipitación es mayor a las pérdidas resulta un excedente que permite recuperar la humedad del suelo.

Esto ocurre porque cada región posee valores diferentes tanto para la precipitación como para la evapotranspiración ya que dependen de sus propias condiciones climáticas. Por ejemplo: en los desiertos tropicales, la atmósfera seca tiene un alto potencial evaporativo, pero la evapotranspiración real es baja debido a que no existe humedad disponible, con lo cual son regiones con el balance hídrico permanentemente negativo fruto de la escasez de precipitaciones. En las regiones húmedas, el balance hídrico es positivo debido al mayor aporte que realizan las precipitaciones y a la falta de capacidad de la atmósfera para evaporarlas, motivo por el cual se originan los ríos que representan este excedente de agua. A continuación definamos algunos términos: 

ESCORRENTÍA: La escorrentía es la lámina de agua que circula en una cuenca de

drenaje, es decir la altura en milímetros de agua de lluvia escurrida y extendida dependiendo la pendiente del terreno. Normalmente se considera como la precipitación menos la evapotranspiración real y la infiltración del sistema suelo – cobertura vegetal. Según la teoría de Horton se forma cuando las precipitaciones superan la capacidad de infiltración del suelo, esto sólo es aplicable en suelos de zonas áridas y de precipitaciones torrenciales. Ésta deficiencia se corrige con la teoría de la saturación, aplicable a suelos de zonas de pluviosidad elevada y constante. Según dicha teoría, la escorrentía se formará cuando los compartimentos del suelo estén saturados de agua.

La escorrentía superficial es una de las principales causas de erosión a nivel mundial. Suele ser particularmente dañina en suelos poco permeables, como los arcillosos, y en zonas con una cubierta vegetal escasa. 

ROCÍO:

El rocío es un fenómeno físico meteorológico en el que gotas de agua se depositan en la superficie del suelo y de las plantas, procedentes de la condensación del vapor de agua de la atmósfera. El rocío se forma por la noche y en tiempo tranquilo y claro, cuando el frío del suelo se transmite al aire que está en contacto con él y causa la condensación del vapor de su capa interior. 

PRECIPITACIÓN: La precipitación es cualquier forma de hidrometeoro que cae del cielo y

llega a la superficie terrestre. Esto incluye lluvia, llovizna, nieve, granizo, pero no la virga, neblina ni rocío. La cantidad de precipitación sobre un punto de la superficie terrestre es llamada pluviosidad. La precipitación es una parte importante del ciclo hidrológico y es responsable por depositar agua fresca en el planeta. La precipitación es generada por las nubes, cuando alcanzan un punto de saturación; en este punto las gotas de agua creciente (o pedazos de hielo) se forman, que caen a la Tierra por gravedad. Es posible inseminar nubes para inducir la precipitación rociando un polvo fino o un químico apropiado (como el nitrato de plata) dentro de la nube, generando las gotas de agua e incrementando la probabilidad de precipitación.



EVAPOTRANSPIRACIÓN: Se define la evapotranspiración 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 mm. por unidad de tiempo. La evapotranspiración constituye un importante componente del ciclo y balance del agua. Se estima que un 70% del total de agua recibida por una zona (precipitación) es devuelta a la atmósfera a través del proceso, mientras que el 30% restante constituye la escorrentía superficial y subterránea. Junto con ser un componente del ciclo hidrológico, la evapotranspiración interviene en el balance calorífico y en la redistribución de energía mediante los traspasos que de ella se producen con los cambios de estado del agua, permitiendo así un equilibrio entre la energía recibida y la pérdida. El conocimiento de las pérdidas de agua mediante el proceso permite tener un acercamiento a las disponibilidades del recurso y consecuentemente puede realizarse una mejor distribución y manejo del mismo.



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

de

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.



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 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 este Kc en numerosas publicaciones, puesto que permiten conocer la ETr a partir de la ETP o ETo evitando el uso de métodos

más precisos, pero de más difícil aplicación. Pueden encontrarse en literatura especializada o bien derivarse de acuerdo a los lineamientos establecidos por la FAO 

FACTORES

QUE

INTERVIENEN

EN

EL

PROCESO

DE

EVAPOTRANSPIRACIÓN 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:

uso

consuntivo,

evapotranspiración potencial, evapotranspiración de referencia o del cultivo de referencia, evapotranspiración real y cultivo de referencia. 

EVAPORACIÓN:

La evaporación es una de las variables hidrológicas importantes al momento de establecer el balance hídrico de una determinada cuenca hidrográfica o parte de esta. En este caso, se debe distinguir entre la evaporación desde superficies libres y la evaporación desde el suelo. La evaporación es un proceso físico que consiste en el pasaje lento y gradual de un estado líquido hacia un estado más o menos gaseoso, en función de un

aumento natural o artificial de la temperatura, lo que produce influencia en el movimiento de las moléculas, agitándolas. Con la intensificación del desplazamiento, las partículas escapan hacia la atmósfera transformándose, consecuentemente, en vapor. El elemento más comúnmente usado para medir la evaporación desde el suelo es el Lisímetro. 

TRANSPIRACIÓN:

Dentro del intercambio constante de agua entre los océanos, los continentes y la atmósfera, la evaporación es el mecanismo por el cual el agua es devuelta a la atmósfera en forma de vapor; en su sentido más amplio, involucra también la evaporación de carácter biológico que es realizada por los vegetales, conocida como transpiración y que constituye, según algunos la principal fracción de la evaporación total. Sin embargo, aunque los dos mecanismos son diferentes y se realizan independientemente no resulta fácil separarlos, pues ocurren por lo general de manera simultánea; entonces es una forma de evaporación a través de las plantas, está regida por las mismas leyes que la evaporación pero con una diferencia, solo ocurre cuando hay actividad fotosintética de la planta (durante el día). El instrumental utilizado para medirla se denomina Fitómetro o Transpirómetro. 

INFILTRACIÓN:

Es la penetración del agua en el suelo; Se entiende por capacidad de infiltración, en hidrología, a la velocidad máxima con que el agua penetra en el suelo.

La capacidad de infiltración depende de muchos factores, un suelo desagregado y permeable tendrá una capacidad de infiltración mayor que un suelo arcilloso y compacto. Si una gran parte de los poros del suelo ya se encuentran saturados, la capacidad de infiltración será menor que si la humedad del suelo es relativamente baja. Si los poros del suelo en las camadas superiores del mismo ya se encuentran saturados, la infiltración se hará en función de la permeabilidad de los estratos inferiores. Una precipitación intensa podrá provocar la colmatación de los poros superficiales, con partículas finas del suelo, reduciendo la infiltración.

II.- DEDUCCIÓN DE LA ECUACION DE BALANCE HÍDRICO: El cambio neto o variación neta (

g) del contenido de agua en este caso una

columna está dado por la suma de la cantidad de agua que esta ganando por precipitación (p), por condensación o rocío (D) y por flujo horizontal o escorrentía (fi) hacia la columna menos la cantidad de agua que está perdiendo por evaporación o evapotranspiración (E) y por escorrentía hacia afuera de la columna (fo), así tenemos: g = p + D + fi – E – fo P

g

D

E

fi

fo

Por lo general el agua proveniente por rocío es despreciable dado que su valor máximo es aproximadamente de 1 mm/noche. La diferencia f o – fi es la escorrentía neta de la columna y en ella se incluye la escorrentía superficial y sub - superficial. Además en el término E, para casos de superficies con vegetación, se considera la transpiración de las plantas, por lo que se llama también como evapotranspiración. Teniendo en cuneta estas consideraciones tenemos que: g = p + D + fi – E – fo = P +D –E – (fo – fi) = p + D – E -

f

Y como D es aproximadamente cero: g=p–E-▲f

ó

p = g + E + ▲f

Ecuación que indica la forma de distribución de la precipitación caída en cualquier superficie. Vemos que parte es evaporada, otra parte almacenada en la columna del suelo y/o discurrida. La ecuación también es aplicable a océanos, lagos y reservorios, con la única diferencia que en estos casos: f: Representa la distribución horizontal de la ganancia de agua por cualquier escorrentía desde corrientes del medio que le rodea o riveras. g = Representa el cambio en el nivel del agua.

Para período de 1 año, la cantidad neta de agua almacenado (g) es generalmente muy pequeño por lo que hacemos g = 0 con lo que la ecuación se reduce a: P = E + ▲f

Y para la escala global, es decir, a nivel global, la distribución horizontal de agua es igual a cero, o sea, áreas de escorrentía son exactamente equilibradas por áreas de influjo, con ello el término de escorrentía neta (▲f) puede despreciarse, con lo que tenemos: P=E 

CICLO HIDROLÓGICO DEL AGUA

El ciclo hidrológico consta de cuatro etapas: almacenamiento, evaporación, precipitación y escorrentía. El agua se almacena en océanos y lagos, en ríos y arroyos, y en el suelo. La evaporación, incluida la transpiración que realizan las plantas, transforma el agua en vapor de agua. La precipitación tiene lugar cuando el vapor de agua presente en la atmósfera se condensa y cae a la Tierra en forma de lluvia, nieve o granizo. El agua de escorrentía incluye la que fluye en ríos y arroyos, y bajo la superficie del terreno (agua subterránea). Este eterno proceso de evaporación, condensación y precipitación se denomina también CICLO DEL AGUA. Precisamente la evaporación y transpiración (pérdida de agua del suelo) y la condensación y la precipitación

(fuente de agua para el suelo) son dos elementos desencadenantes en el balance hídrico del suelo. ojo III.- TÈRMINOS UTILISADOS EN EL BALANCE HIDRICO Además de evaporación potencial y precipitación se empleara los siguientes términos: 3.1. DEFICIFO DEFICIENDIA DE AGUA (D): Constituye la cantidad de agua que falta para satisfacer los requerimientos hídricos (Eo) del medio atmosférico D = Eo - P D = Eo - E 3.2. EXEDENTE DE AGUA(S): Es la cantidad de agua remanente de la precipitación, después de haber suministrado agua para la evapotranspiracion y saturación del suelo (gcc).

3.3ALMACENAMIENTO DO RECERVA DE AGUA (g) DEL SUELO: Constituye la cantidad de agua presente en el suelo dentro de esto la mas importante y necesario es conocer la máxima capacidad de almacenamiento del suelo ; esta variara dependiendo su estructura ,porosidad , profundidad pendiente y tipo de vegetación existente en el suelo . Con fines didácticos asumiremos que el suelo tiene una máxima capacidad de campo cuyo valor

será de gcc=100mm. Para suelo desnudo y bastante inclinación y precipitación intensa, la duración de la lluvia no es un factor importante mas si lo es la cantidad de almacenamiento del suelo para un suelo de buena cobertura de vegetación y con inclinación suave, la cantidad de agua que penetra y se almacena en el suelo va depender de la duración de la lluvia, tipo de suelo, tipo de vegetación, ect. 3.4VARIACION DE ALMACENAMIENTO O VARIACION DE RESERVA (▲g): Representa el aumento o disminución de la reserva de agua (g°). El aumento, también llamado como recarga de humedad, puede ser desde el cero hasta su capacidad de campo y la disminución, también conocido como utilización de reserva, puede ocurrir desde su capacidad de campo hasta agotamiento total todo ello condicionado por el balance entre la precipitación y la evaporación. ▲g = c (p – E o)

3.5 ESCORRENTIA NETA (Af): Es la cantidad de agua que discurre superficial y subsupérficialmente después que haya suministrado agua para el evo transpiración y la saturación del suelo ▲f = a ▲fo + bS

Ojo

IV.- ANÁLISIS DE LOS TÉRMINOS DEL BALANCE HÍDRICO: Primer Caso: Cuando la precipitación es menor que la cantidad de agua (Eo) que requiere el ambiente atmosférico, por otro lado el contenido de agua del suelo (g) es

E

P

aproximadamente cero. En este caso los

0=g

términos son los siguientes:



E=p < Eo



g=0



▲g=0



S=0



D=Eo-E



▲f=0

Esta situación se da en las zonas semiáridas de nuestro país durante el verano. Segundo Caso:

P

E

La precipitación es mayor que la evapotranspiración potencial (Eo) pero menor

0=g

g

a la suma de ésta con el contenido de agua en su capacidad de campo u además la reserva inicial es diferente de cero. En este caso el agua que llega al suelo por la precipitación se emplea en suministrar agua para la evapotranspiración potencial, la cantidad restante es empleada para aumentar

la humedad del suelo, el cual le denominaremos como recarga de humedad del suelo (▲g), y los términos del balance es como sigue:



E=Eo



g=go –▲g(+)



▲g=p-Eo

P

E

0=g

g

No existe deficiencia de agua (D=0) puesto que E=Eo tampoco existe excedente(S), puesto que la reserva de agua del suelo todavía no adquiere su capacidad de campo (S=0). Obviamente al no existir excedente tampoco existe escorrentía neta ( ▲ f=0). Estas situaciones se dan en nuestra Sierra al principio de la temporada lluviosa. Tercer Caso: La precipitación es mayor a la cantidad requerida para evapotranspirar y saturar el suelo. En este caso el agua suministrada por precipitación es utilizado en satisfacer el

P

E

requerimiento del ambiente atmosférico (Eo), y en la recarga de reserva de agua del suelo (▲

f

g

g) hasta saturarlo. Cuando consigue esto aparece el excedente de agua (S) y con ello

la escorrentía neta ▲f. Los términos del balance tienen los siguientes valores: 

E=Eo

En este caso la recarga está dad por los siguientes valores:



g=P-Eo, el cual solo ocurre hasta que la reserva adquiera un valor igual a la capacidad de campo del suelo, es decir:



g=gcc-go



g=go+▲ g=gcc



S=P- Eo - ▲g=P-Eo-gcc+go



D=Eo - E=0

La escorrentía está dad por una expresión de la forma: 

▲f=a ▲f+b S

E

P

Donde a y b son constantes que dependen de la cobertura de vegetación, tipo de suelo, pendiente de la superficie, etc.

0=g

Estas situaciones se dan en nuestra sierra y selva en temporadas de lluvias.

f Cuarto Caso:

g

La precipitación es menor a la evapotranspiración potencial, pero el suelo posee buena cantidad de reserva de

E

P

agua. Los términos de balance serán los siguientes:

f

0=g

g



E=p + ▲g(-)

Debido a que la precipitación no satisface el requerimiento hídrico del ambiente, este lo obtiene, parte de lo que falta, de la reserva del suelo. Donde la utilización de la humedad del suelo y su magnitud está dad por una expresión de la forma: 

▲g=C(P-Eo)

En la que C es la constante que depende del tipo de suelo, tipo de vegetación, etc, por ello existen diversas expresiones para su cuantificación. Esta situado en la sierra del Perú al final de la temporada de lluvia V.- BALANCE HÍDRICO GLOBAL Generalmente se cuantifican valores anuales en la cual g=0 O=P-E- ▲f

La figura que sigue muestra la variación latitudinal de los componentes del balance hídrico anual. Se observa existencia de déficit (D) y excedente (S).

El déficit se da aproximadamente entre las latitudes de 10º a 35º en cada hemisferio. En el resto de las latitudes tanto norte como sur se dan los excedentes(S). Por otro lado la curva de la escorrentía

f, indica que a partir

de los 35º norte y sur hacia los polos y entre las latitudes de 10ºN-10ºS, existe disponibilidad de agua para la escorrentía. Mientras que en los 10º-35º norte y sur (

f IE . Budyko hizo amplio uso de estos índice radicional de sequedad (IRS = Ro / LP)

INDICE RADIACIONAL DE SEQUEDAD (IRS)

Físicamente, representa la relación entre la cantidad de energía disponible (radiación neta) para la evapotranspiracion de superficies húmedas (humedad del suelo disponible) (albedo = 18%) a la cantidad de energía requerida para evaporar la precipitación media anual. ( es decir, concepto aplicable a superficies húmedas y periodos de un año). IRS = Ro /LP Como en zonas desérticas la precipitación es muy pequeña es evidente que Ro / LP > 1 es decir Ro > LP por otro lado en zonas húmedas Ro / Lp < 1 puesto que Ro < Lp. Otra relación importante para usar índice climático esa aquella de balance de radiación para una superficie húmeda entre calor requerido para evaporar la precipitación media anual menos la escorrentía anual.

Ro / L (P – ▲f) = Ro / LE = Eo / E

INDICE DE HUMEDAD: Thornthwaite (1948) define una cantidad que la denomino índice de humedad, el cual es muy similar al índice radicional de Budyko.

IM =( 100 (ES – 0,6(Eo.E)) /Eo

Posteriormente en 1962 el mismo autor con mather deciden el factor (0,6), que con la ecuación anterior se modifica la forma.

I^ M = 100 (▲f – (Eo – E)) / Eo

Ahora bien, si toda la energía disponible (radiación neta) en el suelo húmedo es usado por al evapotranspiracion, entonces Eo = Ro / L donde se tiene.

I^M = 100 (PL – 1) / Ro

INDICE RADIACIONAL DE SEQUEDAD Y LA PRODUCTIVIDAD

Según Budyko (1956) si dos regiones tienen aproximadamente el mismo índice (IRS), el desarrollo de la vegetación será mucho mayor en la región donde el balance de radiación, para suelo húmedo, sea mayor. Esto debe ocurrir por que un incremento en Ro implica aumento rápido en la evapotranspiracion potencial.

IMPORTANCIA DEL BALANCE HIDRICO CLIMATICO

Cuando comparamos la variación anual o estacional de precipitación con las de agua necesaria o evapotranspiracion potencial (Eo) se obtiene informaciones muy importantes sobre muchos aspectos de relaciones hídricas, algunas de ellas son las siguientes:

a)

ESTIMACION DE LA EVAPOTRANSPIRACION REAL O ACTUAL (E) En la practica, la cantidad de agua qye se pierde desde superficies humedas con plantas, no pueden cuantificarse con facilidad, debido a su dependencia con mucho factores tales como tipos de suelo, metodos de cultivo, tipo de cobertura de vegetación , comdicion de humedad

del suelo,tipo de vegetación, profundidad de las raices de la vegetación y los elementos climaticos como la radiación neta, velocidad del viento, gradiente vertical de la humedad atmosferica, etc. Sin embargo a taves del balance hidrico si mpoedoms estimararla

b)

CUANTIFICACION DEL

DEFICIT DE HUMEDAD (D)

La diferencia entre la evapotranspiracion potencial (Eo) y la real actual (E), proporciona una medida de déficit de humedad de un lugar ; este déficit es, pues, la cantidad por el cual la humedad aprovechable o disponible deja de satisfacer la demanda de agua del medio ambiente atmosferico. El conocimiento de déficit de humedad es basico para el entendimiento para las posibilidades economicas de una region dado que proporciona información sobre el volumen total de agua necesario en cualquier tiempo y da una medida definitiva a la sequia.

c)

EL BALANCE HIDRICO TAMBIEN PERMITE CUANTIFICAR EL AGUA EXCEDENTE (S)

El cual proporciona información de la disponibilidad de agua en el suelo durante el año; permitiendo realizar una planificación adecuada para las irrigaciones durante los periodos secos.

d)

CAMBIO DE

RESERVA DE AGUA ( Ag)

De igual manera el balance hidrico permite, tambien, conocer los cambios de reservas de agua (Ag) del suelo, el que da información de la humedad del mismo en cualquier tiempo, el cual es importante en la planificación de las actividades y entre ellas la actividad de riego suplementario.

e)

ESTABLECIMIENTO DE INDICES CLIMATICOS .

Finalmente , mediante el conocimiento de los periodos de excedente y deficit de agua, el balance hidrico da uan información valiosa y adecuada para establecimientos de indice climaticos.

Estos son muy importantes en las clasificaciones climaticas y para realizar esatudios de correlacion con la distribución de vegetación o con la producción agrícola.

BALANCE HÍDRICO POR EL METODO DE PALMER

Para realizar el balance necesariamente se divide la capa del suelo, correspondiente a la zona radicular de la planta en dos subcapas.

Capa superficial

Capa profunda

De modo que se considera en el cuadro gs (almacenamiento de agua en la capa superficial y gp (almacenamiento de agua en la capa profunda). Así como la variación de gs y gp:

▲gs = P-E○

Por otro lado cada capa tiene su propia capacidad de campo, por lo general para gs se tiene gscc=25mm y la capa profunda tiene un valor igual al complemento de gscc para dar un total de gcc que es la que corresponde a ambas capas, esto es,

gcc = gscc + gspp

Cs: gccp = 2.50cm Cp: gccp = gcc-gccs

Con fines de cuantificación de INDICES DE SEQUEDAD DE PALMER, se hacen necesarios definir y cuantificar los siguientes:

10.1 Recarga potencial (PR)

Definida como la cantidad de agua necesaria para saturar el suelo. Esta cantidad es igual a gcc para los casos en la cual la humedad del suelo en el mes anterior sea nulo g(i-1) sea nulo PR=gcc-(gs (i-1) + gp (i-1)); i= 1, 2……., 12

.

Si la utilización de humedad es máxima en la capa superficial entonces la

utilización de la capa profunda es: PUP = (E0i – Pi – gs (i-1)) gP (i-1)/ gcc

Luego: PU = (PUS +PUP) PU = gs(i-1) + (E0i – Pi – gs (i-1))gP (i-1)/ gcc

10.2 Utilización potencial (PU) Definida como la cantidad de agua que seria perdido desde el suelo si no ocurriera precipitación en el mes.

Desde que la utilización ocurre sólo si E○>P, entonces para el primer mes que ocurre esta situación: ▲g = (▲g) s + (▲g) p

Pero esta variación depende de la magnitud de la diferencia (E○ – P). Adquiere valores iguales o menores de E○ – P

Si E○ > 25mm, la capa superficial pierde humedad Si E○ < 25mm, la capa profunda no pierde humedad

10.3 Escorrentía potencial (Pf) Es la cantidad de humedad disponible en el suelo:

Pf = (gs) i + (gp) i

10.4 Coeficiente de evapotranspiración (α)

Está dado por la relación entre la evapotranspiración actual y la evapotranspiración potencial:

α = E/E○

Si E○ = E = 0

se asume α = 1

10.5 Coeficiente de recarga (β)

Definido como la relación entre la variación de la reserva y recarga potencial:

β = ▲g/PR

10.6 Coeficiente de escorrentía (γ)

γ= variación de escorrentía entre la escorrentía potencial

γ = ▲f/Pf

10.7 Coeficiente de extinción (deplitión) (▲)

Es la relación entre la cantidad total promedio de agua perdido desde el suelo y el promedio del potencial total de perdida (PU)

▲ = (▲gs + ▲gp)/PU = E/PU El coef. Climático (K) K = f ((P + g), (E○ + ▲g + ▲f), (P-`p) K = (E○ + ▲g(+))/(P+E)

I.-BALANCE HIDRICO EN CULTIVOS

El balance hídrico es un tema que es tratado por la Agro meteorología que es la ciencia que estudia las condiciones meteorológicas, climáticas e hidrológicas y su interrelación en los procesos de la producción agrícola. La Agrometeorología debe cooperar con la agricultura para utilizar mejor los recursos climáticos y luchar contra las adversidades del tiempo para obtener altos y mejores rendimientos.

Este tipo de balance es un tipo de balance hídrico más real donde necesitamos conocer el déficit de agua con fines de irrigación de cultivo. en estos casos la disponibilidad de agua en el suelo es diferente que en el balance hídrico climático. Aquí es imprescindible ,indispensable y vital conocer las propiedades físicas del suelo ,con la finalidad de poder estimar la retención máxima del agua ; también se requiere conocer cual es la profundidad de exploración es decir de penetración de por lo menos el 80% del sistema radicular del cultivo en consideración .Con estas informaciones debe determinársela capacidad de agua disponible (CAD) del suelo hasta la profundidad antes mencionada . Generalmente, el CAD es considerado como el agua disponible para la utilización por parte de las plantas. Para un cultivo con80%radicular alcanzando la profundidad H(mm),la capacidad de agua disponible puede estimarse con la expresión: CAD=H. (gcc_gTMP). (Densidad global/( densidad del agua por 100)) Donde: gcc=Humedad del suelo ,en base peso, en %en capacidad de campo. Gtmp=Humedad del suelo, en punto de marchitez permanentemente base al peso % H =Profundidad de exploración del 80% de las raíces (mm) del cultivo . El proceso del balance es similar que el balance hídrico climático, con la diferencia que en este caso la máxima cantidad de agua que el suelo debe perder no es gcc sino igual al valor de CAD , es así la variación de reserva de agua estará dada por expresiones de la forma siguiente . a) Cuando P _

En el caso que

(utilización de humedad de suelo)

b) Cuando P_

(recarga la humedad del suelo)

El balance hídrico donde la máxima cantidad de agua utilizable por la planta (s) esta dada por , se usa solo en campos agrícolas bajo el régimen de secano o para casos de campos de pastizales que se desarrollan únicamente bajo el régimen pluviométrico (Se refiere a las lluvias que caen en una determinada zona o país. Generalmente se miden las lluvias para períodos de 5 minutos, 10 minutos, 15, 30, 60, etc. y se lleva una contabilidad de esas tormentas. Luego se confeccionan mapas con isoyetas, que son curvas de igual intensidad. Por ejemplo lluvias de una hora de duración cada 10 años: podrían ser de 60 milímetros por hora, Lluvias de 5 minutos de máximas intensidades: podrían ser de 180 mm/hora. Sirven para diseño de drenajes, puentes, etc.) En estos casos es necesario conocer el efecto de disponibilidad de agua o efectos del déficit de agua sobre los rendimientos de la campaña agrícola . Por el contrario en la agricultura bajo el sistema de riego o bajo el sistema mixto (lluvia y riego ) el B.H .es diferente .En estos casos el déficit de agua (D)es contrarrestado por el riego suplementario. Además , para estos casos ,

; o sea el riego debe aplicarse toda

vez que el campo pierde una lámina de agua igual al agua libremente disponible (ALD), cuyo valor es estimado en función de la evapotranspiración potencial máxima (Em. ) Y tipo de cultivo (P): ALD=P.CAD Donde : P=f(Em y tipo de cultivo ) cuyo valor se presentan en tablas especiales para el caso .

ESTRUCTURA DEL SUELO Y LA RELACIÓN AIRE_ AGUA _PLANTA Estructura del suelo y la relación aire-agua-planta Desde el punto de vista morfológico, la estructura del suelo se define como la disposición de las partículas elementales (arena, limo y arcilla) que forman agregados de partículas compuestas y que tienen propiedades diferentes de las de una masa igual de partículas elementales. Desde el punto de vista agrícola importan dos propiedades del suelo, la capacidad estructural del suelo que se define como la capacidad para formar terrones espontáneamente y que se dividan en agregados o granos sin la intervención del hombre; y la estabilidad estructural del suelo que es la capacidad que tienen los granos de mantener su forma cuando se humedecen y permitir el paso del agua y la entrada del aire conforme sale el agua. Estructuralmente un suelo bueno se desmorona con facilidad, no es difícil ararlo cuando está seco y no se vuelve pegajoso cuando se moja. La estructura del suelo no afecta directamente a las plantas sino a través de uno o más de los factores siguientes: aireación, compactación, relaciones de agua y temperatura. Hay cambios estacionales de estructura como consecuencia de las prácticas de laboreo del suelo, crecimiento de las plantas, irrigación, lluvia y prácticas de manejo. Si el suelo tiene agregados estables de tamaño moderado, diámetro de 1 a 5 mm, tendrá porosidad para una adecuada aireación si las condiciones de drenaje son buenas. En suelos con mal drenaje los poros están llenos de agua por lo que el suelo tendrá aireación inadecuada. En suelos compuestos por agregados estables, de unos 2 a 6 mm de diámetro, las raíces penetran más fácilmente y con mayor rapidez. Si los suelos son muy compactos las raíces no penetran. La infiltración y la permeabilidad están íntimamente relacionadas con el tamaño de los poros y con la estabilidad de las unidades estructurales del suelo. Los suelos bien estructurados, con tamaño apropiado de agregados, tienen buena velocidad de infiltración y las unidades estructurales son granulares y duras que no se hinchan ni se destruyen cuando se mojan. En un suelo bien estructurado toda o la mayor parte del agua es reemplazada por aire en los espacios porosos. Los suelos que tienen una apreciable cantidad de coloide presentan una disminución de permeabilidad conforme aumenta el porcentaje de sodio cambiable.

La velocidad de difusión de los gases en el suelo depende directamente de la porosidad del suelo y cuando la concentración de bióxido de carbono es muy alta y la de oxígeno muy baja, el crecimiento de las plantas es lento. La conductividad de calor a través del perfil del suelo decrece a medida que la porosidad aumenta.

EL EMPLEO DEL BALANCE HIDRICO EN CULTIVOS

El balance hídrico se emplea para evaluar la disponibilidad de agua en el suelo para los cultivos y pasturas El agua almacenada por el suelo depende del aporte que hace la lluvia (o eventualmente el riego que no se considera en este caso) y de la extracción que hacen las plantas a través de la evapotranspiración El relieve tiene gran influencia. No es lo mismo el balance de un terreno bajo que tiende a juntar el agua de escurrimiento que viene de los terrenos más altos, que el de uno situado en una depresión. Por esta causa, el balance se calcula para tres situaciones diferenciadas: Loma, media loma y bajo. El tipo de cobertura vegetal también tiene influencia, pero como este aspecto tiene gran variación, en este informe se toma el valor promedio correspondiente a una superficie con cobertura permanente.

a. Evotranspiració.- El procesamiento comienza con el cálculo de la evapotranspiración Potencial (EP) que representa el agua que necesita la cobertura vegetal para satisfacer la demanda que le hace la atmósfera. Pergamino - Evapotranspiración potencial

Muy baja < 1 mm

Alta 4.1 - 5 mm

Baja 1.1 - 2 mm

Muy Alta 5.1 - 6 mm

Moderada / Baja 2.1 - 3 mm

Extrema > 6.1 mm

Moderada / Alta 3.1 - 4 mm

b. Las raíces de las plantas pueden obtener el agua necesaria directamente de la que provee lluvia por lo cual se empieza calculando la diferencia entre esta y la evapotranspiración potencial

Pergamino - Diferencia entre precipitación y evapotranspiración potencial

Pérdida extrema -15 mm

Entrada leve 0.4 - 5 mm

Pérdida muy fuerte -14.9 - -10.1 mm

Entrada moderada 5.1 - 15 mm

Pérdida Fuerte -10 - -5.1 mm

Entrada fuerte 15.1 - 50 mm

Pérdida moderada -5 - -2.6 mm

Entrada muy fuerte 50.1 - 150 mm

Pérdida leve -2.5 - -0.3 mm

Entrada extrema > 150.1 mm

Equilibrio -0.2 - 0.3 mm

c. Almacenaje En los casos en que la Pp - Ep diferencia es positiva la cobertura vegetal dispondrá de toda el agua que necesita. En caso contrario, como sucede en los días que no llueve, deberá extraerla del suelo. Por lo tanto, el agua almacenada en el suelo reviste la mayor importancia (Alm). Si es muy escasa ocurrirán déficits. Si su contenido

es abundante sin ser excesivo, la cobertura vegetal podrá disponer del agua que necesita. Si su contenido supera la capacidad de campo, ocurrirán excesos o anegamientos.

NECESIDAD DEL BALANCE HIDRICO EN LOS CULTIVOS

2.1

GENERALIDADES Las necesidades hídricas de los cultivos expresan la cantidad de agua que es necesario aplicar para compensar el déficit de humedad del suelo durante su período vegetativo. Las plantas absorben el agua desde el suelo mediante sus raíces. Ambos, suelo y planta, están sometidos a los efectos de la lluvia, el sol y viento, que generan un mayor o menor grado de evaporación desde el suelo y transpiración de las plantas.

Este proceso se conoce como evapotranspiración.

Las necesidades de agua se evalúan estableciendo, para un determinado período, un balance entre las cantidades de agua requeridas para la evapotranspiración del cultivo y otros usos especiales, todo lo cual se contabiliza como pérdidas, y las aportaciones naturales efectivas, tales como la precipitación, la humedad precedente del suelo y cualquier otra contribución hídrica (inundaciones, agua subterránea).

Los parámetros que intervienen en el balance hídrico son la evapotranspiración del cultivo (ETc), la precipitación efectiva (Pe) durante su período de permanencia en el terreno y el agua aportada por el suelo. La diferencia entre el primer parámetro citado y los dos últimos determinan las necesidades de agua netas de cada cultivo.

DISCUSIÓN

La evapotranspiración depende de las condiciones del clima, de los cultivos y de la humedad del suelo 2.2 EVAPOTRANSPIRACION DE REFERENCIA (ETo)

La cantidad de agua que las plantas transpiran es mucho mayor que la que usan para su crecimiento y fotosíntesis. La transpiración puede considerarse, por tanto, como el consumo de agua de la planta. Además, se debe tener en cuenta que hay pérdidas por evaporación del agua desde la superficie del suelo. Por lo tanto, se considera que las necesidades de agua de los cultivos están dadas por la suma de la evaporación directa desde el suelo más la transpiración de las plantas, que es lo que comúnmente se conoce como evapotranspiración y es una cantidad que varía según el clima y el cultivo. Para medir directamente la evapotranspiración se utiliza el lisímetro, que es un sistema ideado para tal fin, en el cual se mide el consumo de agua de una porción de parcela, de medidas concretas, sembrada de un cultivo determinado (cultivo de referencia).

Lluvia

Evapotranspiración (ET) Transpiración (T)

Riego (R)

Profundidad de raíces regada Profundidad de raíces no regada

Evaporación (E)

Contenido de humedad del suelo Flujo lateral Drenaje

26/04/03

10

Otro esquema que representa el proceso de la evapotranspiración, dentro de la relación agua, suelo, planta y clima

La evapotranspiración de referencia (ETo), como el cultivo es siempre el mismo, variará según las condiciones del clima (radiación, temperatura, humedad, viento, etc.) y se expresa en mm de lámina de agua por día (mm/día). Existen

muchos

métodos

empíricos

para

el

cálculo

de

la

evapotranspiración de referencia, en función de datos climáticos. El método a emplear se determina por el tipo de datos disponibles y según el nivel de exactitud requerido. Puede usarse el método del tanque evaporímetro, fórmulas empíricas (Blaney – Criddle, Turc, Thornthwite) o programas informáticos, como el CROPWAT, de la FAO, basado en la fórmula de Penman – Monteith.

Los datos proporcionados por los evaporímetros (tanque de evaporación Tipo A) pueden ser confiables, cuando estén ubicados en condiciones adecuadas, con una instalación cuidadosa y un registro exacto y periódico de datos.

Tanques de evaporación Tipo A, instalados junto a las parcelas de cultivo y utilizados para estimar la evapotranspiración de referencia

A partir de los valores de la evaporación (Et), se calcula la evapotranspiración de referencia (ETo), mediante la siguiente expresión: ETo = Kp x Et Donde: Kp es un coeficiente que depende de las características del tanque, ubicación, condiciones climáticas, etc. 2.3

COEFICIENTES DE CULTIVO El coeficiente de cultivo Kc, describe las variaciones de la cantidad de agua que las plantas extraen del suelo a medida que se van desarrollando, desde la siembra hasta la cosecha. En los cultivos anuales normalmente se diferencian 4 etapas o fases de cultivo:

o

Inicial: Desde la siembra hasta un 10% de la cobertura del suelo aproximadamente.

o

Desarrollo: Desde el 10% de cobertura y durante el crecimiento activo de la planta.

o

Media: Entre floración y fructificación, correspondiente en la mayoría de los casos al 70-80% de cobertura máxima de cada cultivo.

o

Maduración: Desde madurez hasta la cosecha o recolección. El Kc presenta valores pequeños al inicio del desarrollo del cultivo y aumenta a medida que se incrementa la cobertura del suelo. El valor máximo se alcanza durante la floración, se mantienen durante la fase media y finalmente decrecen durante la maduración. Lo mejor es disponer de valores de Kc para cada cultivo obtenidos en la zona y para distintas fechas de siembra, pero en ausencia de esta información se pueden usar valores referenciales de Kc, presentados en la bibliografía especializada.

Kcmed

Kcinic Kcfin

Tiempo (días) inicial

desarrollo

media

final

26/04/03

32

Esquema de la variación del coeficiente de cultivo (Kc)

2.4

EVAPOTRANSPIRACION DEL CULTIVO.-Cuando la evapotranspiración se produce sin ninguna restricción de agua en el suelo se conoce como evapotranspiración del cultivo (ETc) y corresponde a la cantidad de agua que debe ser aportada al suelo estacionalmente mediante lluvia y/o riego. La evapotranspiración del cultivo se calcula mediante la ecuación:

Donde: ETc = Evapotranspiración del cultivo, en mm/día ETo = Evapotranspiración de referencia, en mm/día Kc = Coeficiente de cultivo (adimensional) 2.5 PRECIPITACION EFECTIVA

Además de la evapotranspiración del cultivo, debe tenerse en cuenta la precipitación efectiva (Pe) en la estimación de las necesidades del agua para el riego. Desde el punto de vista agrícola, la precipitación efectiva es aquélla parte de la lluvia que se almacena en el volumen de suelo a la profundidad radicular y es consumida por la planta en el proceso de evapotranspiración.

2.6

DEMANDA DE AGUA Con los parámetros definidos anteriormente, el balance hídrico mensual será: Da =ETo x Kc ( Pe +Agua aportada)

El agua aportada considera los excedentes de la precipitación durante las épocas de lluvia, que quedan almacenados en el suelo y que posteriormente pueden ser aprovechados por los cultivos pero, para efectos de planificación de proyectos de riego, se considera cero dado que el objetivo es conocer la demanda de agua total del proyecto. Por lo tanto la demanda de agua será: Da =ETo x Kc Pe

2.7

DEMANDA DE AGUA Además de las necesidades de agua de los cultivos hay otras cantidades adicionales de agua que son necesarias para compensar las pérdidas por las condiciones en que se desarrolla el cultivo. Estas pérdidas se producen por: 

Percolación profunda, por debajo de la zona de raíces.



Uniformidad de distribución del agua en la parcela de riego.



Requerimientos de lavado de sales del suelo.

Todas las pérdidas de agua se cuantifican en un término denominado eficiencia de riego (Er), el cual es el resultado del producto de las

eficiencias ocasionadas en la conducción (Ec), en la distribución (Ed) y en la aplicación del agua (Ea).

Er ==Ec.Ed.Ea Las necesidades totales del proyecto vienen dadas, entonces, por la relación:

Da Nt = Er Cuando se utiliza agua salinas se deben aportar una cantidad adicional para lixiviar (desplazar fuera de la zona radicular) las sales que pudieran acumularse en el suelo por efecto de la evapotranspiración. La lixiviación de las sales es una práctica obligada en el control de la salinidad del suelo, a nivel de la zona radicular. Para conocer las cantidades de agua necesarias de lixiviación, se parte de la condición que la salinidad del agua de riego actúa como único factor de influencia en la eficiencia de aplicación.