evapotranspiracion
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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 evapotranspiración se produce a través de la evaporación del agua presente
en la superficie terrestre, junto con la que esta en mares, ríos y lagos y la que
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.
Por tanto la evapotranspiración es la consideración conjunta de los procesos de
evaporación y transpiración. La diferencia entre estos dos conceptos esta en la
participación de los seres vivos en el segundo, que es el proceso físico a través del
cual sus superficies pierden agua a la atmósfera mediante el proceso de
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transpiración. Su inclusión en un concepto único con la transpiración se debe a la
dificultad de medirlos por separado. Por tanto la evapotranspiración se produce
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.
La evapotranspiración depende de:
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
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radiaciones solares sobre la evapotranspiración proviene de la influencia de la luz
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, sera mas lenta la evapotranspiración. Si los
estomas estan cubiertos, la difusión del vapor de agua de las hojas dependera 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 mas alta es la temperatura
para un gradiente dado, mas alta es la velocidad de difusión.
Viento. El efecto del viento sobre la evapotranspiración dependera 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 mas, 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 mas 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
climatico, 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:
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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 hectarea 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
evapotranspiración como “la 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
un tiempo dado”. Mas tarde, en 1952, H.F. Blaney y W.D. Criddle definieron “uso
consumo o evapotranspiración” en términos muy similares a los anteriores como “la
suma de los volúmenes de agua usados por el crecimiento vegetativo de una cierta
area por conceptos de transpiración y formación de tejidos vegetales y evaporada
desde el suelo adyacente, proveniente de la nieve o precipitación interceptada en el
area en cualquier tiempo dado, dividido por la superficie del area”.
Evapotranspiración potencial (ETP): Existe acuerdo entre los diversos
autores al definir la ETP, concepto introducido por Charles Thornthwaite en 1948,
como la maxima 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 esta regulada solamente por las condiciones
meteorológicas o climaticas, 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 geograficos del clima mundial; de hecho su diferencia
respecto de las precipitaciones (Pp-ETP) ha sido frecuentemente usada como un
indicador de humedad o aridez climatica. También ha influido sobre la investigación
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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 mas directa con los requerimientos
de agua de los cultivos. Es similar al de ETP, ya que igualmente depende
exclusivamente de las condiciones climaticas, incluso en algunos estudios son
considerados equivalentes, pero se diferencian en que la ETo es aplicada a un
cultivo específico, estandar 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 esta
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 maximos 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, mas
adecuadamente, el de evapotranspiración real.
La ETr es mas difícil de calcular que la ETP o ETo, ya que ademas 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.
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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 practicas 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 mas apegados a la realidad y sirven
a la vez para ajustar los parametros de los métodos empíricos. Los métodos mas
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 lamina
galvanizada formado por un tanque cilíndrico de mas o menos 6 m de diametro por
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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
consumida. La reposición de agua se efectúa por medio de tanques de alimentación
en forma automatica.
Puede mencionarse como ventaja la facilidad de las mediciones y de la
aplicación del agua; pero a su vez estos aparatos aunque faciles de manejar, son
mas 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 mas 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 area 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 subterranea 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.
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f) Junto a los tanques de excedentes y de alimentación se colocan higrómetros
que permiten tener las medidas exactas del agua.
g) Tubería que conecta a todo el sistema.
La cantidad de agua consumida (Uc) sera la que se agrega al tanque
alimentador (va) mas 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, ademas alrededor del tanque evapotranspirador, debera
estar sembrado el cultivo que esta en estudio.
Las dificultades que presenta la operación del equipo, el hecho de no poder
aplicarse a mas de un solo cultivo, hacen que su utilización sea altamente costosa.
Atmómetro de Livingstone
Esta formado por una esfera de ceramica porosa, que tiene un vastago
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
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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
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 laminas de agua consumidas por evaporación, en un periodo de tiempo
determinado.
La suma total de las laminas consumidas en los intervalos entre riegos, es igual
a la “lamina total consumida” o “uso consuntivo” del cultivo estudiado.
Método indirectos o Empíricos
Los métodos mas 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
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cuenca, y los de Blaney y Criddle y Grassi y Christensen hacen uso de la radiación
solar.
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.
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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 areas 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 aridas o semiaridas.
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 mas complicada para periodos
mas pequeños (10 días); en esta fórmula trata de tomar en cuenta el efecto de la
humedad del suelo para diferentes plantas.
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Donde:
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 esta sujeta al suelo.
Donde:
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n = número de meses que cubre el ciclo vegetativo del cultivo.
f = factor climatico
T = temperatura media mensual (°C)
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”, que se calcula como sigue:
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
consuntivo en periodos no menores de 30 días, en virtud de que “K” es una
constante que varía en función del desarrollo que permita obtener valores de U. C.
en el periodo que se desee, por lo cual el factor “K” se transforma en “KD”; y por lo
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
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Para poder aplicar esta fórmula es necesario tener las curvas que proporcionan
los valores del coeficiente de desarrollo “KD”, de cada cultivo, las cuales deben
obtenerse en cada lugar y para cada cultivo o bien usar las obtenidas en lugares
similares.
En la Tabla 1 se presentan una serie de valores de “KG”, coeficientes globales
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 REGION HUMEDA REGION ARIDAMaíz 0.75 0.85Trigo 0.75 0.75Algodón 0.60 0.65Sorgo 0.70 0.70Cartamo 0.57 0.57Soya 0.80 0.80Arroz 1.00 1.20Ajonjolí 0.70 0.75Garbanzo 0.60 0.70Cebada 0.75 0.75Jitomate (vara) 0.70 0.70Vid 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 laminas 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 de la
Tabla 2 por "p", obtenido de la Tabla 3 de latitud y mes del año.
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Tabla 2. Valores de la expresión en relación con temperaturas
medias (°C)
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9
19 1.690 1.695 1.699 1.704 1.708 1.713 1.718 1.722 1.727 1.73120 1.736 1.741 1.745 1.750 1.754 1.759 1.764 1.768 1.773 1.77721 1.782 1.787 1.791 1.796 1.800 1.805 1.810 1.814 1.819 1.82322 1.826 1.833 1.837 1.842 1.846 1.851 1.856 1.860 1.865 1.86923 1.877 1.879 1.883 1.888 1.892 1.897 1.902 1.906 1.911 1.91524 1.920 1.925 1.929 1.934 1.938 1.943 1.948 1.952 1.957 1.96125 1.966 1.971 1.975 1.980 1.984 1.989 1.994 1.998 2.003 2.00726 2.012 2.017 2.021 2.026 2.030 2.035 2.040 2.044 2.049 2.05327 2.058 2.063 2.067 2.072 2.076 2.081 2.086 2.090 2.095 2.09928 2.104 2.109 2.113 2.118 2.122 2.127 2.132 2.136 2.141 2.14529 2.150 2.155 2.159 2.164 2.168 2.173 2.178 2.182 2.187 2.19130 2.196 2.201 2.205 2.210 2.214 2.219 2.224 2.228 2.233 2.23731 2.242 2.247 2.251 2.256 2.260 2.265 2.270 2.274 2.279 2.28332 2.288 2.293 2.297 2.302 2.306 2.311 2.316 2.320 2.325 2.32933 2.334 2.339 2.343 2.348 2.352 2.357 2.362 2.366 2.371 2.37534 2.380 2.385 2.389 2.394 2.398 2.403 2.408 2.412 2.417 2.42135 2.426 2.431 2.431 2.436 2.440 2.445 2.450 2.424 2.459 2.463
Tabla 3. Valor de “p” según la latitud y el mes
Lat.
NorteEne. Feb. Mar. Abr. May. Jun. Jul. Ago. Sep. Oct. Nov. Dic.
20° 7.74 7.26 8.41 8.53 9.14 9.00 9.23 8.95 8.29 8.17 7.59 7.6621° 7.71 7.24 8.40 8.54 9.18 9.05 9.29 8.98 8.29 8.15 7.54 7.6222° 7.66 7.21 8.40 8.56 9.92 9.09 9.33 9.00 8.30 8.13 7.50 7.5523° 7.62 7.19 8.40 8.57 9.24 9.12 9.35 9.02 8.30 8.11 7.47 7.5024° 7.58 7.17 8.40 8.60 9.30 9.20 9.41 9.05 8.31 8.09 7.43 7.4625° 7.53 7.13 8.30 8.61 9.32 9.22 9.43 9.08 8.30 8.08 7.40 7.4126° 7.49 7.12 8.40 8.64 9.38 9.30 9.49 9.10 8.31 8.06 7.36 7.3527° 7.43 7.09 8.38 8.65 9.40 9.32 9.52 9.13 8.32 8.03 7.36 7.3128° 7.40 7.07 8.30 9.68 9.46 9.38 9.58 9.16 8.32 8.02 7.22 7.2729° 7.35 7.04 8.37 8.70 9.49 9.43 9.61 9.19 8.32 8.00 7.24 7.2030° 7.30 7.03 8.38 8.72 9.53 9.49 9.67 9.22 8.34 7.99 7.19 7.1431° 7.25 7.00 8.36 8.73 9.57 9.54 9.72 9.24 8.33 7.95 7.15 7.0932° 7.20 6.97 8.37 8.75 9.63 9.60 9.77 9.28 8.34 7.95 7.11 7.05
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Mientras no se cuente con graficas de la región, el calculo de los valores
parciales se hace con las graficas 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,
dividiendo en porcentajes el tiempo del ciclo total desde el nacimiento de las mismas,
hasta la cosecha.
Se sugiere la siguiente metodología para el calculo de la evapotranspiración
real utilizando los coeficientes de desarrollo, determinados de las graficas específicas
del cultivo considerado:
1) Obtener en cada uno de los meses el factor “f” de Blaney y Criddle, que es el
producto de los factores “p”, porciento teórico de horas-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 grafica 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
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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 demas. Las etapas de crecimiento estan relacionadas con las demandas de
agua aún mas 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.
b) El factor climatico “f” puede ser utilizado ventajosamente por el dato de
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 hora-
luz de cada distrito o area por regar.
El procedimiento de calculo 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.
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4. Determínese el coeficiente de la etapa de desarrollo del cultivo (Kc) de la
curva única de Hansen.
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 laminas que se consumiran 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 laminas 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 grafica los valores de los consumos mensuales en forma
acumulativa.
3. Las “laminas de agua de riego” requeridas para reponer la humedad
consumida entre riegos, en el espesor del suelo considerado para alojar el sistema
radicular, debera ser del mismo valor.
4. Se fija en la curva los valores de las diferentes laminas 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 deberan 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
21
coeficientes periódicos (km) que se obtienen de una grafica con los valores
propuestos por Grassi y Christensen, de la manera siguiente:
1. Se determina el coeficiente global (Kg) el cual dependera del cultivo y de las
características climaticas del lugar, ya que los valores para zonas húmedas y semi-
húmedas son mas bajos que para las zonas aridas y semi-aridas, 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 grafica 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 grafica, 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 areas delimitadas en la curva deberan 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 areas 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
CICLOKg = 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
CICLOKg = 0.70
Kg = 0.75
Kg = 0.80
Kg = 0.85
Kg = 0.90
Kg = 0.95
VEGETATIVO
(%) 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
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
El tanque tipo “A”, es el mas utilizado por el Servicio Meteorológico Nacional y
estipula que las tinas tengan un diametro de 1.22 m por 0.26 m de altura.
Su colocación esta condicionada a ciertas normas que cubren la altura sobre el
suelo fijandola a 0.50 m sobre la superficie del terreno sobre tablones de 4” x 4” cuyo
tanque de aluminio deber ser pintado de color generalmente blanco,
recomendandose 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 facilmente 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 20 22 24 26 28 30 32 34
Enero 11.2 10.7 10.2 9.8 9.3 8.8 8.3 7.9Febrero 12.7 12.3 11.9 11.5 11.1 10.7 10.2 9.8Marzo 14.4 14.2 13.9 13.7 13.4 13.1 12.8 12.4Abril 15.6 15.5 15.4 15.3 15.3 15.2 15.0 14.8Mayo 16.3 16.3 16.4 16.4 16.5 16.5 16.5 16.5Junio 16.4 16.4 16.6 16.7 16.8 17.0 17.0 17.1Julio 16.3 16.4 16.5 16.6 16.7 16.8 16.8 16.8Agosto 15.9 15.8 15.8 15.7 15.7 15.7 15.6 15.5Septiembre 14.8 14.6 14.6 14.3 14.1 13.9 13.6 13.4Octubre 13.3 13.0 12.6 12.3 12.0 11.6 11.2 10.8Noviembre 11.6 11.1 10.7 10.3 9.9 9.9 9.0 8.5Diciembre 10.7 10.2 9.7 9.3 8.8 8.3 7.8 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.
25
Porcentaje de brillo solar (Latitud Norte)
Mes 20 25 30 35Enero 11.0 10.7 10.4 10.1Febrero 11.5 11.3 11.1 11.0Marzo 12.0 12.0 12.0 11.9Abril 12.6 12.7 12.9 13.1Mayo 13.1 13.3 13.6 14.0Junio 13.3 13.7 14.0 14.5Julio 13.2 13.5 13.9 14.3Agosto 12.8 13.0 13.2 13.5Septiembre 2.3 12.3 12.4 12.4Octubre 1.8 11.6 11.5 11.2Noviembre 1.2 10.9 10.6 10.3Diciembre 10.9 10.6 10.2 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 esta el valor del porcentaje de brillo solar, prolongandola hasta la
escala pivote, cuyo cruce determinara 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 debera prolongarse hasta encontrar la escala en que estan 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
practica 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 mas
grandes (macroporos) drena hacia capas inferiores bajo la fuerza de gravedad. Los
poros mas pequeños (microporos) se llenan de agua y los mas 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 maximo. 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. Graficamente 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 esta 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 inorganicos 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 organica y otras propiedades.
28
El triangulo 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 organicos se forman suelos
organicos 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 subterranea
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 area 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 esta 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 lamina 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.
Ademas, 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 mas 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 transito,
dificulta la penetración del agua y por tanto, reduce la capacidad de infiltración. Una
superficie desnuda esta 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 esta cubierto de vegetación, las plantas protegen de la
compactación por impacto de lluvia, se frena el recorrido superficial del agua que
esta, así, mas 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 mas o menos
tiempo una lamina 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, influiran en la infiltración. En las areas 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
proporción de materiales finos que contenga. Un suelo con gran cantidad de limos y
32
arcillas esta expuesto a la disgregación y arrastre de estos materiales por el agua,
con el consiguiente llenado de poros mas 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 influira 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 esta 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.
Características del fluido que se infiltra
33
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 discurrira 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 areas cerradas, aplicando
artificialmente agua al suelo.
Los infiltrómetros se usan con frecuencia en pequeñas cuencas o en areas
pequeñas o experimentales dentro de cuencas grandes. Cuando en el area se
presenta gran variación en el suelo y vegetación, ésta se subdivide en subareas
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 mas favorable de este equipo se obtiene en zonas
experimentales, donde se puede evaluar la infiltración para diferentes tipos de suelo
y contenido de humedad.
Los infiltrómetros se pueden dividir en dos grupos: de carga constante y
simuladores de lluvia.
34
Infiltrómetros de carga constante. Permiten conocer la cantidad de agua que
penetra en el suelo en un area cerrada a partir del agua que debe agregarse a dicha
area para mantener un tirante constante, que generalmente es de medio centímetro.
Infiltrómetro de carga constante.
Los infiltrómetros de carga constante mas 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 diametro 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 area 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
agua se expanda, en este caso se mide el agua que se le agrega para mantener el
nivel constante.
35
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; ademas, 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 area 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 area 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 area en estudio.
La capacidad de infiltración media en la cuenca Æ, se puede obtener con las
mediciones de infiltrómetros en puntos representativos de las diferentes
características del suelo de la cuenca.
Æ = (1 / Ac) Vi Ai
Donde:
Æ = capacidad de infiltración media de la cuenca (m/s)
Ac = area total de la cuenca (m2)
36
Vi = velocidad de infiltración obtenida con el infiltrómetro (m/s)
Ai = area 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 estan 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
practica 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 podran hacer analisis
diarios.
Se considera que:
P = Q + F
Donde:
37
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; ademas, 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 esta 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.
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 conocera el valor de ø.
38
Según la Figura anterior, el valor correcto de ø se tendra 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 area 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 obtendra 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 = area de la cuenca (m2)
Obtención de la curva de capacidad de infiltración media.
39
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 lamina 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 area, la infiltración continúa en forma de
capacidad e ira disminuyendo conforme el area 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)
Δ t = periodo desde que termina la lluvia en exceso hasta que seca el flujo
sobre tierra (h)
40
Por lo tanto, la capacidad de infiltración media sera:
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 grafica 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 area, 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.
La estación pluviografica recibe el nombre de estación base y las pluviométricas
se llaman subestaciones. Con el fin de tener un criterio de calculo general para la
41
cuenca en estudio, conviene transformar a porcentajes la curva masa de la estación
base. Una vez hecho estos calculos, 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 graficas 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 graficas que en el caso de tener una tormenta con una duración
grande es muy conveniente, ya que disminuye el tiempo de calculo. Por otra parte,
permite disponer de una grafica 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 estan 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 parametro 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 calculo 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 area de la cuenca es
de 200 km2 y tiene un volumen de escurrimiento directo de 16 X 106 m3.
Procedimiento:
1) Se obtiene la lamina 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 lamina escurrida
3) Una vez igualada la sumatoria de las laminas escurridas (79.98 mm) con la
lamina 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.
44
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 hidrografica
45
considerada, de la profundidad del nivel freatico y de la pendiente de la superficie del
suelo.
La aportación de una cuenca se representa comúnmente en una grafica
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 subterranea.
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 hidrografica 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 area 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 hidrografica, comienza a aparecer el escurrimiento
superficial en los cauces como se muestra en la figura que esta 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 subterraneas y eventualmente, alcanza la red hidrografica
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
subterraneas y queda retenida encima del nivel freatico, ésta es la llamada zona de
saturación incompleta.
47
Descomposición de la aportación de una lluvia de intensidad uniforme.
La Figura anterior, representa graficamente 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 ademas 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 freatico. Este
es un río efluente o que gana agua (Figura A). En las regiones aridas, muchos ríos
llevan bastante agua en las partes altas. A medida que llegan a una elevación mas
baja, su cauce decrece debido a una menor precipitación, lo que provoca un
descenso en el nivel freatico, 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 graficas de gasto (m3/s) contra tiempo (h),
llamadas hidrogramas.
Se usan basicamente 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 hidraulica o
vertedor construido especialmente para aforar una corriente. Este método es el mas
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, debera 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 maximo 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 maximo 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 mas usado en México para
aforar corrientes. Consiste basicamente 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 = area hidraulica). 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 obstaculo 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) estara dada por el cociente entre distancia y
tiempo. Este método aunque barato y facil de usar, es inexacto porque se esta
midiendo la velocidad en la superficie de la corriente y de acuerdo a la parabola de
velocidades del agua, ésta es la mas grande y no corresponde a la velocidad media
del río o canal.
50
b) Molinete. Este método es mas 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 parabola de velocidades, es donde se ubica la
velocidad media (m/s). Se obtiene la velocidad en cada sección. Es necesario
también, conocer el area 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 area (m2) del rectangulo o
tramo. Finalmente, se obtiene el producto de la velocidad (m/s) por el area (m2)
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 areas 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
esta limitado en la practica.
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 grafica que nos muestra la descarga, caudal o gasto de un río en
función del tiempo. Durante un período de sequía la descarga estara compuesta
enteramente de contribuciones subterraneas, como se observa en la Figura
siguiente. A medida que el río o arroyo drena agua de la reserva subterranea, el nivel
freatico decae, dejando cada vez menos agua para alimentarlo. Si no hay una
recarga del agua subterranea, el escurrimiento sera 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 subterranea se drena hacia el río o arroyo, y así el nivel freatico 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; m3/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 grafica 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 analisis 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 maximo que se produce por la tormenta. Con
frecuencia es el punto mas 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 subterraneamente como escurrimiento base.
54
d) Final del escurrimiento directo. De este punto en adelante el escurrimiento es
sólo de origen subterraneo. Normalmente se acepta como el punto de mayor
curvatura de la curva de recesión, aunque pocas veces se distingue de facil 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 area bajo el hidrograma, es el volumen total escurrido; el area 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.
56
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.
57
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
grafica 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. Grafica para determinar el coeficiente de escurrimiento
Se pueden obtener varios coeficientes de escurrimiento para una cuenca,
dependiendo si tiene areas de montañas o valles, lo que produce un coeficiente de
escurrimiento mínimo (valle) y uno maximo (sierra). Para ello aplica la fórmula:
C = [( As * Cs ) + ( Av * Cv ) ] / Ac
58
Donde:
C = coeficiente de escurrimiento promedio del area analizada (%)
As = area de sierras (km2)
Cs = coeficiente de escurrimiento de sierras (%)
Av = area 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 area (m3)
Pp = precipitación media (mm)
Ac = area de la cuenca (km2)
C = coeficiente de escurrimiento promedio del area 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 calculo 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 mas 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 hectarea
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 evapotranspiración como “la 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 un tiempo dado”. Mas tarde, en 1952, H.F. Blaney y W.D.
Criddle definieron “uso consumo o evapotranspiración” en términos muy similares a
los anteriores como “la suma de los volúmenes de agua usados por el crecimiento
vegetativo de una cierta area 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 area en cualquier tiempo dado, dividido por la
superficie del area”.
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 maxima 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 esta regulada
solamente por las condiciones meteorológicas o climaticas, 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 practicas 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 producira
escorrentía a menos que haya alguna barrera física. Esta relacionada con la
conductividad hidraulica 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 maxima 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 infiltrara. 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 esta 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 matematicos
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.
62
3. Infiltrómetros: Se utilizan para determinar la capacidad de infiltración en
pequeñas areas cerradas, aplicando artificialmente agua al suelo. Los infiltrómetros
se usan con frecuencia en pequeñas cuencas o en areas pequeñas o experimentales
dentro de cuencas grandes. Cuando en el area se presenta gran variación en el
suelo y vegetación, ésta se subdivide en subareas 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 area cerrada a partir del agua que debe agregarse a dicha area
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 grafico que permite conocer la precipitación de un lugar a
través del tiempo de la tormenta.
6. Hidrograma Es un grafico 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 grafico 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.
Permite observar: • las variaciones en la descarga a través de una tormenta, o a
través del año hidrológico: • El pico de escorrentía (caudal maximo de la avenida) • El
flujo de base o aporte de las aguas subterraneas al flujo; o, • Las variaciones
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 subterraneo.
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 mas 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 mas 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 freatico, se denomina escurrimiento subterraneo.
De los tres tipos de escurrimiento, el superficial es el que llega mas rapido hasta
la salida de la cuenca. Por ello esta 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 subterraneo es el que de
manera mas 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 freatico, es el único que alimenta a las corrientes cuando no hay
lluvias y por eso se dice que forma el escurrimiento base.
64
El escurrimiento sub superficial puede ser casi tan rapido como el superficial o
casi tan lento como el subterraneo, dependiendo de la permeabilidad de los estratos
superiores del suelo; por ello es difícil distinguido de los otros dos. Cuando es
relativamente rapido se le trata junto con el escurrimiento superficial, y cuando es
relativamente lento se le considera parte del subterraneo.
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 subterraneo. 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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BIBLIOGRAFÍA.
http://es.contenidos.climantica.org/unidades/3/a-auga-en-movemento/evapotranspiracion-e-escorrentia/a-evapotranspiracion.
http://es.wikipedia.org/wiki/Evapotranspiraci%C3%B3n.
http://html.rincondelvago.com/infiltracion-y-retencion-del-terreno.html
http://www.geologia.uson.mx/academicos/lvega/ARCHIVOS/ARCHIVOS/EVAP.htm
http://tarwi.lamolina.edu.pe/~echavarri/clase_vii_evapotranpiracion_def.pdf
http://books.google.co.ve/books?id=YJgytETfEnAC&pg=PA5&lpg=PA5&dq=factores+del+suelo+en+la+evapotranspiracion&source=bl&ots=u5ntpaLrD7&sig=LNrpXoTmxBgXDUDbw9TI35ICrvM&hl=es&sa=X&ei=Nj3JU43DCsHksASc64KoBQ&ved=0CDQQ6AEwBA#v=onepage&q=factores%20del%20suelo%20en%20la%20evapotranspiracion&f=false
https://www.google.co.ve/search?q=triangulo+de+la+textura+del+suelo&newwindow=1&tbm=isch&imgil=WyXS2qyReI9c4M%253A%253Bhttps%253A%252F%252Fencrypted-tbn2.gstatic.com%252Fimages%253Fq%253Dtbn%253AANd9GcRbXfZvkD09DfnXjSclpBIG8HNVDQ4TdaU_eSe1JhBORufZdXioGg%253B496%253B438%253B5-tXnMpXWughyM%253Bhttp%25253A%25252F%25252Fedafologia.ugr.es%25252Fintroeda%25252Ftema04%25252Ftext.htm&source=iu&usg=__7KUFoXxpxjy9R6rOEVMGz9ZBuDQ%3D&sa=X&ei=skDJU9asGIbnsAT62YDoDg&ved=0CCAQ9QEwAQ&biw=1366&bih=600#facrc=_&imgdii=_&imgrc=WyXS2qyReI9c4M%253A%3B5-tXnMpXWughyM%3Bhttp%253A%252F%252Fedafologia.ugr.es%252Fintroeda%252Ftema04%252Fimagenes%252Fdiagtext.gif%3Bhttp%253A%252F%252Fedafologia.ugr.es%252Fintroeda%252Ftema04%252Ftext.htm%3B496%3B438
http://www.fao.org/soils-portal/levantamiento-de-suelos/propiedades-del-suelo/propiedades-fisicas/es/
http://www.google.co.ve/imgres?imgurl=&imgrefurl=http%3A%2F%2Fnaturalmenteciencias.wordpress.com%2F2013%2F04%2F23%2Fplantas-sin-corazon-pero-con-xilema-floema-y-nociones-de-fisica
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%2F&h=0&w=0&tbnid=PMV83UEXl46XgM&zoom=1&tbnh=149&tbnw=339&docid=T8Nc6LOPS6vqDM&tbm=isch&ei=TELJU_GhHMXMsQTE9YLgDQ&ved=0CAUQsCUoAQ&biw=1366&bih=600
https://www.google.co.ve/search?q=simuladores+de+lluvia&newwindow=1&source=lnms&tbm=isch&sa=X&ei=uUbJU5f_GczlsATYv4CoDg&ved=0CAgQ_AUoAQ&biw=1366&bih=600#facrc=_&imgdii=_&imgrc=-9Xo4ZiugBkKgM%253A%3B9tYmPTSZOUfcNM%3Bhttp%253A%252F%252Fwww.idelsur.com%252Frepresentadas%252Fimages%252Fejkp_02_4a.jpg%3Bhttp%253A%252F%252Fwww.idelsur.com%252Frepresentadas%252F02.php%3B195%3B195
Aparicio Mijares F. J. 1999. Fundamentos de Hidrología de
Superficie. Ed. Limusa. México. 303 p.
Custodio, E. y Llamas, M. R. 1996. Hidrología Subterránea. Ed.
Omega. Barcelona. 2350 p.
Instituto Tecnológico de Sonora. 1985. Manual de apuntes de Hidrología
Superficial. Cd. Obregón, Sonora. 132 p.
67