EVAPOTRANSPIRACIÓN REAL EN PARCELAS EXPERIMENTALES

EVAPOTRANSPIRACIÓN REAL

EN

PARCELAS EXPERIMENTALES

CC.AA.                                                  Guillermo Barragán Alarcón

Universidad de Almería

Hidrogeología                                                                      Marzo, 2001

ÍNDICE

	Pág.
INTRODUCCIÓN AL ESTUDIO DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN ...............	1
I. FACTORES QUE INFLUYEN EN LA EVAPOTRANSPIRACIÓN ................	4
II. ALGUNOS MÉTODOS Y FÓRMULAS IMPORTANTES EN EL ESTUDIO DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN ................................................	6
III. BALANCE HÍDRICO ........................................................................................	9
Relación entre evapotranspiración y precipitación ..................................................	13
Métodos de determinación de la reserva .................................................................	16
Medidas de precipitación y de otros parámetros climatológicos ............................	18
Estudio de los aportes de escorrentía ......................................................................	19
Balance hídrico en acuíferos ....................................................................................	20
Estudio de la hidrodinámica de una parcela en base a las variaciones de potencial ....................................................................................................................	22
Algunas formas de medida de la transpiración .......................................................	24
IV. BALANCE DE RADIACIÓN ...........................................................................	27
V. MÉTODO DE LOS PERFILES DE HUMEDAD Y VELOCIDAD DEL VIENTO ....................................................................................................................	31
VI. MÉTODO DEL FLUJO TURBULENTO DE HUMEDAD ............................	34
VII. ALGUNOS ELEMENTOS Y HERRAMIENTAS DE USO FRECUENTE EN PARCELAS EXPERIMENTALES ...................................................................	36
CONCLUSIONES ....................................................................................................	39
TEXTOS CONSULTADOS Y REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS ..................	40

           

           

           

           

           

           

           

INTRODUCCIÓN AL ESTUDIO DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN

            Existen fundamentalmente tres formas de regreso del agua meteórica a la atmósfera: la evaporación y la sublimación físicas,  así como la transpiración de las plantas.

            La evaporación y la sublimación son cambios de estado, de líquido y sólido respectivamente a gaseoso. Cuando tenemos hielo o nieve debemos considerar la sublimación como forma de "escape" del agua a la atmósfera. En este caso consideraremos la evaporación hidrogeológica en forma amplia incluyendo tanto la evaporación como la sublimación físicas. Lo que nos interesa es conocer la parte de agua que pasa a la atmósfera. Por esa misma razón sólo contabilizamos el agua que ha terminado de precipitar y después se ha evaporado. No nos interesa la evaporación de gotas de agua cayendo en el seno del aire, sino la de las que ya están formando una superficie de agua libre, las que caen a tierra o quedan interceptadas en ramas, hojas, etc...

 

            La evaporación necesita de una fuente de energía que proporcione el calor latente necesario. Esta fuente suele ser el sol. Cuando la energía cinética de las moléculas de una superficie acuosa supera la tensión superficial, éstas se evaporan y escapan. Es un proceso dinámico en el que evaporación y condensación se encuentran en equilibrio. Este equilibrio marca el carácter global del proceso. Los factores que influyen en la evaporación se definen en el primer capítulo de este trabajo.

            La transpiración es un proceso biológico que forma parte del metabolismo de las plantas. Estos organismos recogen agua del suelo a través de las raíces y luego la expulsan por los estomas de sus hojas generalmente en forma de vapor. Sin este fenómeno las plantas no podrían recoger nutrientes del suelo y morirían sin poder satisfacer su metabolismo.

            Además de la transpiración de las plantas habría que tener en cuenta el agua que ellas mismas retienen en forma de compuestos orgánicos, así como la pérdida de vapor en animales, y otros procesos metabólicos de menor cuantía. Sin embargo todos estos procesos son despreciables, pudiendo mantenerse la afirmación de que son la sublimación, la evaporación y la transpiración las fundamentales salidas de agua del sistema.

            A la hora de estudiar un sistema desde el punto de vista hidrogeológico resulta muy difícil diferenciar entre evaporación y transpiración. Ambos procesos cambian el agua a estado de vapor y son prácticamente indistiguibles. Por eso se recurre al termino evapotranspiración que engloba a los dos anteriores. La evapotranspiración se mide en mm/día o mm/mes.

            La evapotranspiración es un elemento del balance hídrico, y como tal, su determinación es importante en el cálculo de las reservas, de la escorrentía, etc... También es un concepto fundamental en agronomía a la hora de calcular necesidades de riego para mantener los recursos hídricos por encima del punto de marchitez. Aplicada a estos cálculos de riego, es muy importante tener en cuenta la reserva de agua en el suelo, pues ésta nos puede cubrir gran parte de las necesidades hídricas (El 50-60% en los regadíos de olivar según M. Pastor  et al., 1997)

            Vamos a tratar de hacernos un idea de la magnitud de estos procesos con ayuda de las cifras aportadas por Nace y Lvovitch (1970) (referido en Custodio y Llamas, 1996) para el ciclo hidrológico a escala global. Un 0'001% del agua del planeta se encuentra en forma de vapor en la atmósfera. Este porcentaje pese a ser prácticamente despreciable en comparación con el agua de los océanos (97'6%), es importantísimo, y debe ser muy tenido en cuenta al corresponderle un volumen tan enorme como son 13000 km³ de agua líquida. Más de la décima parte del vapor de agua precipita diariamente en forma de nieve, lluvia, rocío, hielo... ¿Cuáles son las entradas que permiten que, aproximadamente, 1300 km³ de agua se introduzcan diariamente en la atmósfera? Sólo una: la evapotranspiración.

            La mayor parte del agua que se evapotranspira lo hace en superficies de agua libres como los océanos. Aquí la transpiración es un factor que no necesitamos tener en cuenta. El estudio de la evaporación en estas superficies será más simple, sin necesidad de considerar conceptos como el agua higroscópica o la franja capilar, que son muy importantes en el suelo. El 84% de la evaporación total tiene lugar en los océanos, pese a ocupar éstos tan sólo un 70'8% de la superficie de la Tierra (Benítez, 1972). Sin embargo, no vamos a mencionar ninguno de los métodos y fórmulas aplicables a estas superficies de agua libres. Tampoco vamos a estudiar los estanques lisimétricos, que son equivalentes a los lisímetros y parcelas experimentales pero con superficies de agua libre.

            Del agua meteórica que cae en la tierra, unos 2/3 se vuelven a evaporar. En algunas zonas esta porción de agua se convierte en el 90%, según datos de W.R. Hammon (1966), recogidos por Custodio y Llamas (1996). La evapotranspiración varía según la zona geográfica y la cantidad de agua presente; el máximo medido es 3200 mm/año para Eliath (Israel); E. Custodio midió en 1973 valores de 2000 mm/año para la isla de Lanzarote (Custodio y Llamas, 1996). Los valores pueden variar mucho a lo largo del año para una misma zona geográfica, dándose cifras de 20 - 30 mm/mes en la estación fría y a veces muy superiores a 100 mm/mes en la cálida. Esto dando por supuesto que hay agua para evaporar, pudiendo la evapotranspiración ser nula en condiciones de absoluta sequedad.

            ¿Como se toman estas medidas de la evapotranspiración?. Existen multitud de fórmulas de cálculo que consideran diversos factores. Cada fórmula es más fiable en unas determinadas condiciones y es un error peligroso aplicarlas fuera del ámbito para el que se establecieron.

            La mayoría de fórmulas distinguen entre evapotranspiración potencial y real. Esta distinción fue planteada por Thornthwaite en 1948, siendo la evapotranspiración potencial (ETP) un máximo teórico, en el doble supuesto de un desarrollo vegetal óptimo y una capacidad de campo permanentemente completa. Como ni el desarrollo vegetal será máximo, ni la reserva estará permanentemente llena, se producirá una menor evapotranspiración, que será la evapotranspiración real (ETR).

            Toda esta diversidad de fórmulas necesita un soporte empírico. Son modelos que se ajustan a series de datos reales. No han salido de la nada, al contrario han sido el fruto de largos trabajos con parcelas experimentales y lisímetros.

            No sólo son importantes las parcelas experimentales para la iniciación de modelos, que después se valgan por sí sólos, sino que son las únicas herramientas de trabajo que nos permiten el cálculo de precipitaciones específicas, infiltraciones, reservas acumuladas,...  El trabajo y la medición de los procesos que ocurren a escala de campo son fundamentales en cualquier estudio.

            Las cuencas experimentales, parcelas experimentales y lisímetros, son, a distintas escalas, la misma cosa. Se trata de una unidad de terreno a la que se aplica un balance de propiedad. La propiedad estudiada interviene en el fenómeno de la evapotranspiración, de forma que podemos conocer el volumen evapotranspirado.

            Hay varias clases de balance aplicables, de las cuales el más importante es el balance hídrico. Éste consiste en evaluar el sistema como un recipiente, y definir las salidas y entradas así como la acumulación (reserva) de agua. Gracias a este balance podemos calcular la evapotranspiración real como:

            ETR = Entradas - Salidas - Aumento de volumen de la reserva 

            Otro balance aplicable es el balance de radiación solar. Suponemos que la radiación neta que llega y que no es reflejada (Rn) se emplea en tres cosas. Una parte de la energía se emplea en calentar el suelo (Ca). Otra parte se dispersa calentando el aire (Cs). Una tercera parte es el calor latente del agua evapotranspirada (Cl). Rn y Ca se pueden medir con pequeños sistemas de termopares. El valor de β = Cs/Cl, se puede calcular de forma aproximada también con termopares, así que podemos calcular la energía que se gasta en ETR:

            Cl = (Rn - Ca)/(1 + β)

            Otra forma de balance, el método de los perfiles y humedad del viento, estudia los flujos en transporte turbulento de materia y de cantidad de movimiento, pero sólo llega a proporcionarnos un método fiable para el caso de que el transporte sea adiabático.

            La última forma de balance consiste en medir conjuntamente el flujo de calor sensible y de materia (vapor de agua). Esto da lugar a expresiones muy complejas que son aplicadas y resueltas  por el Evapotrón. Éste es un aparato diseñado por la Commonwealth Scientific and Industrial Research, que es capaz de medir las variaciones continuas de humedad, velocidad vertical del viento y temperatura. El aparato integra las variables consideradas en estas expresiones complejas, y si bien.... "Presenta algunos problemas de respuesta a las pequeñas variaciones de humedad, pese a esto presenta un futuro prometedor" ( Custodio y Llamas, 1996, t. I, pág. 327)

   

 

I. FACTORES QUE INFLUYEN EN LA EVAPOTRANSPIRACIÓN

            Desde hace mucho tiempo se ha intentado relacionar la evapotranspiración con diversos factores meteorológicos que influyen, bien sobre el aire, bien sobre el agua a evaporar. El hecho de que estos factores dependan a menudo unos de otros aumenta la dificultad para encontrar esta relación.

            El primer intento de definir la evapotranspiración (ET) encontrando una serie de datos y relacionándolos con ésta lo dio Dalton en 1802 con la fórmula:

            ET = K (e_s - e_d)

            Siendo,

            e_s  la presión de vapor del agua líquida saturada a la temperatura que tenga ésta.

            e_d es la presión parcial del vapor de agua en el aire. 

            K representa la influencia de otros factores que se mantienen constantes.

            Uno de los principales factores que influyen en la evapotranspiración es la radiación solar, que aporta la energía necesaria para que se realice el proceso. En verano, cuando los rayos de sol inciden más directamente y los días son más largos, la evapotranspiración aumenta.

            De la fórmula de Dalton se deduce que cuanto mayor es la humedad del aire, mayor es e_d y menor es la evapotranspiración. Este resultado es lógico pues cuanto más cargado en vapor está el aire más difícil le resultará albergar más vapor de agua.

            En general cuando la presión atmosférica baja, la presión de vapor del agua líquida es contrarrestada en menor parte, y por tanto la evaporación crece. A menudo las bajadas de presión conllevan otros fenómenos de tipo meteorológico en los que no entraré.

            El viento aumenta la evapotranspiración, pues mueve masas de aire. Sustituye el aire húmedo que se ha acumuladodo en una zona por evapotranspiración, por aire más seco, de manera que (e_s - e_d) crece, y por tanto crece la evapotranspiración. En el caso de que haya nieve o hielo, la sublimación experimenta grandes aumentos con la velocidad del viento. Según Fitzgerald (referido en Custodio y Llamas, 1996) la sublimación media mensual con velocidades de viento moderadas es de 15 mm/mes pero si se aumentan esas velocidades a 5 m/s la sublimación alcanza los 150 mm/mes.

            Las temperaturas del agua y del aire dependen en su mayor parte de la radiación solar. La evapotranspiración crece al aumentar la temperatura. Como al aumentar la altitud las temperaturas bajan, también disminuye la evapotranspiración con la altitud. Esto ocurre a pesar del aumento que le correspondería por el descenso de presión atmosférica.

            La evapotranspiración crece con la cantidad de agua evapotranspirable. Un grupo de factores influyentes a tener en cuenta son los resultantes de considerar la forma y naturaleza de la superficie evaporante. Una superficie de agua libre presenta un mínimo de oposición a la evapotranspiración. En superficies extensas de aguas profundas la influencia del medio atmosférico y de los terrenos adyacentes es menor que para superficies pequeñas y con aguas someras. 

            La evapotranspiración decrece con la concentración salina. Se estima una disminución del 1% en la evapotranspiración por cada 1% de aumento en la concentración en sales del agua.

            La evaporación del agua tiene lugar en la capa superficial del suelo, hacia donde asciende por capilaridad. Sólo cuando la subzona capilar, con un espesor de 8 - 25 cm, según Davis y de Wiest, 1966, (referido en Custodio y LLamas, 1996), alcanza la superficie, el ascenso de agua es continuo y está garantizado. Sólo en ese caso puede decirse que el agua subterránea se evapora directamente. Lo normal es que el agua y el vapor asciendan por difusión. Sólo se evapora el agua capilar, nunca el agua higroscópica.

            Si el suelo está cubierto por vegetación la evaporación es menor, porque la radiación es interceptada y la planta da sombra. Sin embargo, la evapotranspiración en total es mayor debido a la transpiración de las plantas. La transpiración está influenciada al igual que la evaporación, por la radiación, presión atmosférica, temperatura y todos los factores que hemos visto hasta ahora. También influyen cuestiones de luminosidad, temperatura y humedad del aire en la apertura o cerrazón de los estomas.

            Si el contenido en agua del suelo es menor de una cantidad llamada punto de marchitez, las raíces no pueden absorber el agua, y la transpiración se vuelve imposible. La planta  muere al no poder satisfacer su metabolismo. Según la especie de planta y el clima al que esté sometida, la transpiración será mayor o menor. También influye el desarrollo de la planta y la madurez que ha alcanzado. La transpiración crece con el número de estomas y con la profundidad radicular.                  

             

 

II. ALGUNOS MÉTODOS Y FÓRMULAS IMPORTANTES EN EL ESTUDIO DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN

           

Métodos de cálculo destacables de la evapotranspiración potencial

Thornthwaite

            Partimos de la temperatura media mensual del aire (t). A partir de ella calculamos el índice de calor mensual i = (t/5)^1'514, y después podemos calcular el índice de calor anual como la sumatoria de los mensuales I=Σi. Una vez tenemos I la evapotranspiración media diaria sin corregir valdrá:

            e = 16/30 (10 t/I)^a

            siendo a = 0'49239 + 1972·10^-5I - 771·10^-7I² + 675·10^-9I³

            Esta evapotranspiración considera meses de 30 días con 12 horas/día. Si tenemos en cuenta la variación de horas/día y de días/mes hay que multiplicar por K para obtener el resultado en mm/mes.

            K = ( N/12) · d         ETP = K · e

            N es el número de horas/día, que se haya tabulado en función del mes y de la latitud.

            d es el número de días del mes.

Turc

            Siendo t la temperatura mensual media en ºC y Ri la radiación incidente media diaria del mes en cal/cm².

            ETP = 0'4·(t/t+15) · (Ri +50)

 

            Para el mes de Febrero el 0'4 se sustituye por 0'37

            Para aquellos meses en los que la humedad relativa sea inferior al 50% se multiplica el resultado por un factor corrector 1 - (50-Hr)/70 siendo Hr la humedad relativa media del mes.

Otros métodos de frecuente uso son los de Hargreaves y Makkink.

Métodos de cálculo destacables para la evapotranspiración real

Thornthwaite

            Consiste realmente en un balance de agua, en el que tras calcular la ETP y disponiendo de los datos de precipitación, se elabora una tabla. Cuando la precipitación es mayor que la ETP, toda la ETP pasa a ETR, y el agua sobrante queda en la reserva o escurre. Si la precipitación no puede cubrir toda la ETP, una parte la cubrirá la reserva. Si no queda reserva, la ETR será menor que la ETP, pudiendo ser 0 si la reserva está completamente seca y no llueve. El máximo volumen que puede alcanzar la reserva es denominado capacidad de campo. Por encima de la capacidad de campo, el agua sobrante escapa por escorrentía superficial y/o subterránea.

            Cuando no conocemos la capacidad de campo, trabajamos con la precipitación efectiva, que es a la que se restará la ETP para conocer la variación de la reserva. Esta precipitación efectiva es muy difícil de calcular. Sólo se puede obtener con parcelas experimentales, y no siempre con la precisión necesaria. Aunque M. Pastor et al. (1997) dan una cifra media del 70% de la lluvia caída para las planificaciones de riego, parece evidente la importancia de las parcelas experimentales para estudiar los procesos de movimiento del agua en el suelo, y sus salidas y entradas desde la atmósfera.

            Un error de este tipo de balance, es que no considera las entradas que pueda tener la reserva por escorrentía; sólo considera las entradas por precipitación. De esta forma, puede suceder que la reserva tenga más agua de la que le correspondería en un balance de Thornthwaite.

           

            En programaciones de riego no podemos permitir que la reserva llegue a 0, el mínimo es un Nivel de Agotamiento Permisible (NAP), que representa el punto de marchitez a partir del cual las plantas no pueden coger el agua, se secan y mueren. En programaciones de riego se usa además la ETc de Doorenbos (evapotranspiración del cultivo) en lugar de la ETP a fin de poder disponer de las fórmulas que veremos más adelante.

           

            Pese a ser este método de Thornthwaite un balance hídrico, se basa en fórmulas teóricas para el cálculo de la ETP, así que tampoco es un método totalmente empírico, sino que sus resultados están sujetos a demostración experimental.

Turc

            Presenta la fórmula:

            ETR = P /Ö(0'9 + P²/L²)

           

            siendo

            P la precipitación en mm/año

            L = 0'05t³ + 25t +300, siendo t la temperatura media anual en ºC

            ETR es la evapotranspiración real en mm/año

Coutagne

            Ofrece la fórmula:

            ETR = P - λP²

            siendo

             P la precipitación en mm/año

            λ= 1/(0'8 + 0'14t), siendo t es la temperatura media anual en ºC

            ETR la evapotranspiración real en mm/año

            La fórmula de Coutagne es tan solo aplicable cuando 1/8λ< P < 1/2λ. Esta fórmula por ejemplo no puede aplicarse al clima árido de la provincia de Almería.

            Existe un maremagnum de fórmulas posibles (anexo adjunto), unas aplicables a unos climas y otras a otros. Es importante saber qué fórmula es conveniente usar en cada caso, y con el propósito de estandarizar unas cuantas de ellas, la FAO encargó a Doorembos y Pruitt (1977), el trabajo "Las necesidades hídricas de los cultivos". En este trabajo se propone la siguiente línea de actuación:

           

            Primero se calcula una ETo equivalente a la evapotranspiración potencial. ETo se define como "la tasa de evapotranspiración de una superficie de gramíneas verdes, de 8 a 15 cm de altura, uniforme, de crecimiento activo, que sombrean totalmente el suelo y que disponen de agua abundante". Existen 4 métodos para calcular ETo: Blaney-Criddle, Radiación, Penman y Tanque A.    

            Luego se multiplica esta ETo por un coeficiente de cultivo Kc que representa la eficacia de la especie vegetal para la transpiración, y que depende del desarrollo de la planta. Sólo existe un juego de valores de Kc, que se aplican indistintamente a cualquiera de los 4 métodos usados para el cálculo de la ETo. Así obtenemos la evapotranspiración del cultivo de referencia (ETc).

            La ETc se multiplica por un segundo coeficiente, que representa la acción de las diversas condiciones locales. Así obtendremos la evapotranspiración en riego convencional (ET).

            La ET se incluye en un balance con la precipitación efectiva, similar al método de Thornthwaite; así se calculan las necesidades netas de riego en un terreno. Si queremos hacer las cosas bien, también consideraremos la eficiencia de la aplicación, eliminando las pérdidas del sistema de riego. También hay que considerar las necesidades de lavado para que el terreno mantenga una concentración constante en sales. Así se obtendrán finalmente unas necesidades netas de riego.

            Todas estas fórmulas y procedimientos fueron en su día ensayados en lisímetros y parcelas experimentales. De aquí se puede deducir la enorme importancia de las parcelas experimentales en el campo de la evapotranspiración.

            Doorenbos y Pruitt (1977), aportan una tabla, que se adjunta, comparativa de las distintas fórmulas para estimar las necesidades de agua de los cultivos, en función de las variables a considerar.

           

III. BALANCE HÍDRICO

            En este apartado se presenta una descripción detallada de las cuencas, parcelas experimentales y lisímetros, desde el punto de vista de aplicación del balance hidrológico:

            ETR = E - S -ΔR

            E = entradas: precipitaciones, escorrentía superficial y escorrentía subterránea

            S = salidas: escorrentía superficial y subterránea

            ΔR = aumento de la reserva.

            Todos estos valores vendrán expresados en las mismas unidades.

            La posibilidad de aplicación de este método depende de la precisión con la que podamos evaluar los diversos términos. Un limite de error nos lo marca la necesidad de que la evapotranspiración ha de ser siempre mayor que las salidas por infiltración. En general, podemos afirmar que en parcelas y lisímetros experimentales se consiguen medidas bastante fiables.

            Este tipo de balance es el que más se ajusta a la concepción real del proceso, siempre que los términos estén evaluados con precisión. Además éste y los tres métodos siguientes que vamos a estudiar, tienen en cuenta el hecho de que la evapotranspiración es un fenómeno microclimático.    

            Las cuencas experimentales permiten aplicar el balance a gran escala.  Toda una cuenca hidrográfica, debidamente delimitada, puede ser sometida a balance hídrico, si está suficientemente bien equipada para determinar las corrientes. Estas cuencas experimentales pueden tener áreas de 5 - 10 km², lo que nos proporciona una idea de la dificultad de su estudio. Lo mejor es que sea una cuenca impermeable en sus limites, de forma que no haya entradas subterráneas a través de las líneas divisorias.

            La cuenca deberá tener suficientes estaciones pluviométricas como para determinar las precipitaciones con la precisión necesaria. También es importante tener piezómetros y pozos con los que calcular indirectamente la cuantía de la reserva. Si pudiéramos medir las salidas (tanto superficiales como subterráneas)  tendríamos una idea bastante buena de la dinámica del agua en la cuenca... Es importante la existencia de una estación de aforos en la sección transversal inferior. Si las medidas son buenas, podríamos deducir la evapotranspiración a escala regional.

            Las ventajas son numerosas: se conservan las condiciones naturales, se evitan problemas de representatividad en el muestreo, no hay necesidad de amortiguación por efecto "oasis" (ver lo relativo a lisímetros más adelante), ni de rellenos artificiales, ni de dificultad de drenaje de fondo... Los problemas que nos limitan la validez de los lisímetros y de las parcelas experimentales, se hacen nulos en una cuenca experimental...

            El problema de las cuencas experimentales es que difícilmente se pueden cubrir todas las entradas y salidas. La financiación es muy difícil de conseguir y la precisión obtenida no suele compensar. Cuanto más grande es la cuenca experimental menor es la aproximación de la estimación (Custodio y Llamas, 1996).

            Las parcelas experimentales pese a ser más manejables que las cuencas experimentales, aún así tienen grandes dificultades de trabajo. Su representatividad queda más en entredicho, pero es mayor cuanto más grande sea la parcela. Existen parcelas de algunos centenares de m². Tampoco se puede decir que exista efecto "oasis" a no ser que sean muy pequeñas.

            La escorrentía superficial se mide aquí a través de zanjas colectoras, que siguen las líneas de nivel de menor cota. Las salidas por escorrentía subterránea pueden deducirse indirectamente de las variaciones de sondeos en el interior de la parcela. Aplicando la ley de Darcy, si conocemos la diferencia de potencial entre dos superficies piezométricas y determinando empíricamente la transmisividad del terreno acuífero (cte), podemos conocer el caudal de agua que se mueve entre las dos superficies.

            Las precipitaciones las conocemos a través de una estación pluviométrica. Hay que tener cuidado con la variabilidad espacial de la lluvia. Normalmente se aplican riegos con sistemas adecuados para evitar flujos preferenciales ( aspersión, generadores de lluvia, etc.).

            Las variaciones de la reserva se pueden deducir del nivel piezométrico en los sondeos, y de tomas sistemáticas de muestras a las que se aplican análisis higrométricos. Hay numerosos sistemas de medición de la humedad en el suelo, algunos de los más importantes los veremos con detalle en el capítulo de Algunos elementos y herramientas de uso frecuente en parcelas experimentales (pág.36).  Son destacables las sondas TDR (Reflectometría en Dominio de Tiempo) fijas y móviles, las cápsulas de succión, los tensiómetros, y otras herramientas que permiten el análisis higrométrico sin necesidad de recurrir a la toma de muestras en el terreno, práctica que puede ser destructiva y prohibitiva en parcelas experimentales pequeñas.

            Los mayores errores de balance derivan de la suposición no confirmada de que no hay entradas o salidas incontroladas por escorrentía subterránea. En las cuencas hidrográficas si el suelo es impermeable los límites venían dados por la divisoria de aguas y no había problemas de escorrentía subterránea. En las parcelas experimentales lo único que se podría hacer en el hipotético caso de que el substrato impermeable estuviera cercano, es construir pantallas verticales de hormigón que llegaran hasta él. Así se podrían evitar las entradas incontraladas y se convertiría la parcela en un monumental lisímetro. Habría que dejar salida para la escorrentía subterránea y sobre todo tener mucho cuidado con los flujos preferenciales en las cercanías de la pared.

            Los lisímetros finalmente, son el mínimo exponente del estudio de la evapotranspiración y la infiltración en un terreno. El origen de los lisímetros se remonta a 1688 en Francia, para el estudio de la infiltración. Nótese que ya se usaban lisímetros mucho antes de que Dalton publicara su fórmula. Actualmente son de muy diversas formas y tamaños. Pueden tener normalmente una superficie de 1 - 4 m², y una profundidad  de 1 ó 2 m. El suelo queda rodeado de paredes de hormigón u otra sustancia . Estas paredes del lisímetro han sido impermeabilizadas con plasticos tipo PVC, que impiden la salida lateral del agua. Se impide también la escorrentia superficial, de forma que toda entrada de agua evapotranspira, pasa a la reserva o se infiltra (drenaje). Los lisímetros son herramientas muy útiles para determinar la fracción de la precipitación que por infiltración recarga los acuíferos. Los lisímetros son mucho más controlables que las parcelas experimentales y mucho más precisos. Aún así necesitan un importante equipamiento y un enorme trabajo de estudio.

            Los lisímetros deben situarse en zonas que permitan el funcionamiento de una estación climatológica sin problemas. La ubicación debe ser tal, que consiga una óptima conservación de las condiciones naturales que influyen sobre las variables que se quieren medir. Así, la homogeneidad del perfil del suelo, la representatividad hidrogeológica, la cubierta vegetal, las variaciones del estado original de la parcela, etc... son factores muy a tener en cuenta (Gonzalo et al., 1998, referido en Tuñón, 2000). El terreno debe de ser llano, despejado de obstáculos y próximo al observador (Custodio y Llamas, 1996). Según Morell (1995), la elección de la ubicación depende en buena medida de la disponibilidad del terreno. Éste es otro factor que a menudo no queda más remedio que considerar.

            Los lisímetros presentan muchos problemas. La representatividad del terreno que instalamos en el lisímetro es muy discutible. Para que los resultados tengan alguna validez es muy importante que el terreno sea semejante al suelo original "no sólo en su textura sino también en su densidad, que tiene una gran influencia sobre las condiciones hidrodinámicas básicas" (Tuñón, 2000). Debido a esta razón deberán hacerse estudios apropiados sobre la naturaleza del suelo.

            También es muy importante conseguir que el relleno sea homogéneo, si queremos hacer comparaciones entre lisímetros y buscamos que las experiencias tengan algún valor científico y puedan ser repetibles. Con éste objeto se puede desmenuzar el suelo con un rotovato, tamizarlo, y compactar la tierra con un estariador acoplado a un martillo neumático. Este proceso de homogeneización fue el seguido por J. Tuñón (2000), en los lisímetros, utilizados en su investigación, durando el acabado del relleno cerca de un año.    

            No debe haber más infiltración en unas zonas que en otras; los flujos preferenciales del agua en los lisímetros son un problema difícil de solucionar. Entre las paredes del lisímetro y la tierra, por ejemplo, siempre queda una separación a través de la que pasa el agua con facilidad. Para evitar este problema se colocan unas repisas en las paredes que impiden el flujo de agua en esta zona.

            El trabajo previo de relleno del lisímetro es muy importante en la eliminación de las corrientes de flujo preferencial.  El sometimiento a riegos preparatorios para producir cierta estructuración del suelo es también fundamental. Al principio, se pueden observar divergencias en el comportamiento de varios lisímetros rellenados de la misma forma. El tratamiento de riegos preparatorios homogeneiza los diversos comportamientos, de modo que tras unos meses (casi un año en el caso de J. Tuñón), se puede iniciar la toma de datos fiables para el balance.

            La medida de la humedad del suelo en los lisímetros es un parámetro que no siempre se puede controlar adecuadamente (Tuñón et al., 1999), lo que obliga a menudo a realizar los balances exclusivamente durante períodos en los que se supone el volumen de reserva se mantiene constante.

            En zonas áridas existe el problema de advección de calor desde zonas adyacentes, y los valores obtenidos para la evapotranspiración son más altos de lo que cabría esperar (Custodio y Llamas, 1996). A este problema se debe al llamado "efecto oasis". Para evitarlo se puede crear un área de amortiguación alrededor de los lisímetros. A veces el área de amortiguación debería ser tan grande que resulta imposible proporcionársela. En esos casos existen coeficientes reductores a escala local... Estos coeficientes reductores se deben calcular in situ y por lo tanto suponen un trabajo añadido para la investigación.   

            El drenaje de fondo a menudo presenta dificultades, resultando de ello un aumento del término correspondiente a la reserva, y también del correspondiente a la evapotranspiración. Se puede facilitar el drenaje con sistemas de succión especiales. También se acostumbra a construir el lisímetro con un fondo en forma de V que facilite el vertido. Éste es, por ejemplo, el caso de los lisímetros de J. Tuñón (2000) en su tesis doctoral. Otra posible opción es colocar un fondo de grava separado del terreno que estamos estudiando por una rejilla; de esta forma se favorece la escorrentía a través de las gravas antes de llegar al tubo de drenaje.   

    

            Si en el lisímetro plantamos algún vegetal, es posible que las paredes influyan en el desarrollo de las raíces, promoviéndose una mayor profundidad radicular en lugar de la expansión lateral propia de la planta. Esto puede conducir a un aumento de la zona afectada por la transpiración.

 

            El volumen de agua que sale por el drenaje de fondo, representando la escorrentía subterránea, se mide continuamente. Así, por ejemplo, J. Tuñón (2000) recogía en su trabajo estas aguas de drenaje en garrafas de 5 l acopladas a los tubos de salida. En menos de dos horas, las muestras de las garrafas eran examinadas y aforadas en probetas graduadas. J. Tuñón medía pH y conductividad, y guardaba muestras de 250 ml para llevarlas al laboratorio. Esto sólo sería necesario si se quisiera aplicar algún tipo de balance iónico (por ejemplo de Cl^- )  

            Las variaciones de la reserva se miden con sondas TDR, así como con cápsulas de succión y tensiómetros. La forma más eficaz de determinación de la reserva es mediante análisis gravimétrico, pero éste supone en la mayoría de los casos desmantelar el relleno del lisímetro, siendo por tanto una práctica destructiva e irrepetible. Existen lisímetros de báscula, que permiten deducir la variación de la reserva (ΔR) por diferencia de dos pesadas sucesivas. En este caso es corriente también realizar comprobaciones periódicas mediante sondas TDR y otros instrumentos. El manejo de un lisímetro de báscula es delicado y su instalación costosa. Sin embargo, si la sensibilidad de la báscula es suficiente, podemos alcanzar una alta precisión y tomar datos para períodos muy cortos.

           

            Las entradas de agua son las que nosotros suministramos mediante riegos. Controlamos las lluvias que también caen sobre los lisímetros con una estación meteorológica. Una vez tenemos estos datos podemos aplicar el balance para hallar la evapotranspiración.

Relación entre evapotranspiración y precipitación

            En ambientes áridos como el del Sureste español, el balance hídrico puede suponer una información muy útil para el manejo y programación del riego en el uso de la tierra.

            La diferencia entre la precipitación P y la evapotranspiración ETR, durante períodos lo suficientemente largos, puede ser un índice que nos permita saber si el agua que llega a un área se queda en ella o se escapa por diversas vías.

            En climas áridos, si P>>ETR la diferencia entre ambas variables se debe a procesos de percolación y escorrentía. En estos casos el suelo estará empobrecido y los procesos de erosión pueden ser muy activos (Ludwig et al., 1997; Boer, 1999; referidos en Villagarcía, 2000). Es el caso de laderas abruptas y zonas con poco o ningún suelo permeable.

            Si P<<ETR las entradas por escorrentía o similares serán mayores que las salidas por este concepto. La erosión será poco llamativa y el terreno puede presentar alta productividad y condiciones favorables de recarga. La zona se comporta como un sumidero de agua y de otros tipo de nutrientes; tiene  así una alta capacidad de retención de los nutrientes que le llegan.

            Las zonas con P<<ETR son las que se eligen para el uso agrícola, y pueden por esta razón "sufrir problemas de salinización y sobreexplotación" (Villagarcía, 2000) (Barrow, 1991; Farrington y Salama, 1996; Grenier, 1997; referencias comentadas en Villagarcía, 2000). Estas zonas suelen corresponder a ramblas y áreas adyacentes que además de interés agrícola, presentan un alto interés ecológico, al tener gran biodiversidad y al servir de pasillos para la dispersión de las especies entre los distintos ecosistemas. Por estas razones se puede afirmar que los fondos de las ramblas presentan opciones de estudio muy interesantes en la aplicación del balance hídrico.

            El balance hídrico completo de una zona sería como vimos (pág. 9)

                         ETR = E - S - ΔR

Definiendo un poco mejor las entradas y salidas tendremos:

            ETR = P + (R_on- R_off) - D + ΔR

            Donde P es la precipitación

            R_on son los aportes por escorrentía superficial o subterránea

            R_off son las salidas por escorrentía superficial o subterránea

            D son las salidas por percolación en profundidad

            ΔR se podría despreciar si aplicáramos el balance durante largos períodos de tiempo. Esto nos permitiría suponer que el sistema se encuentra en estado estacionario y no hay acumulación en la reserva.

            D seria nula si el substrato impermeable estuviera poco profundo y pudiéramos aplicar el balance en toda la profundidad del acuífero.

            Estas dos hipótesis aplicadas al balance hidrológico nos proporcionan la siguiente ecuación:

            P - ETR =       - R_on        +          R_off

                              (entradas)        (salidas)

            De forma que estudiando las variaciones de P - ETR podemos evaluar los flujos de escorrentía tanto subterránea como superficial. Así pues, si sobre una parcela experimental estudiamos P con una estación meteorológica y ETR con un evapotrón o una "estación de Bowen" (ver más adelante los capítulos de "Balance de energía" y "Balance de flujo turbulento de humedad") podemos calcular la escorrentía.

            En ramblas donde P<<ETR podemos de la manera anterior conocer la escorrentía. Si medimos la escorrentía superficial con unas franjas colectoras o una estación de aforo, podemos deducir la escorrentía subterránea. Además, estando la zona bien definida geológicamente, se pueden estudiar los flujos en función de la porosidad de los estratos. También se pueden despreciar los flujos saturados si están muy profundos y no afectan a la evapotranspiración. 

            Para estimar la profundidad a la que afecta la evaporación del agua del suelo se puede usar según Villagarcía (2000) la ecuación exponencial de Van Keulen (1975) (referido en Villagarcía, 2000), donde K_e depende de la relación entre el contenido de humedad y la conductividad hidráulica :

                        a_i = θ_i · exp(-K_e· z_i )

            Donde a_i es la contribución relativa de la capa iésima del suelo al total de agua evaporada

            θ_i es la humedad volumétrica de la capa iésima del suelo

            z_i es la profundidad del centro de la iésima capa del suelo

                 K_e es un coeficiente de extinción para la retirada del agua del suelo

            K_e depende de la textura del suelo, variando entre 5 para los limos y 12'5 para un suelo arcilloso con una comunidad de plantas desérticas (Van Keulen, 1975; Floret et al., 1982, según referencias de Villagarcía, 2000).

            En una rambla, R_on procede de aportes laterales, tanto de zonas más altas de la cuenca, como de laderas aledañas. El conocimiento de estos aportes es de sumo interés para evaluar posibles impactos que pueda tener el uso del agua en estas laderas y en zonas más altas. El carácter efímero de los flujos de agua y de las aportaciones, en climas como el nuestro, dificulta el estudio, pudiendo éste ser altamente variable en el tiempo.

            Si lo que queremos es estudiar ETR por balance hídrico, podemos aplicar la misma ecuación, pero necesitaremos conocer los flujos de escorrentía subterránea. Estos flujos serán deducidos indirectamente de los niveles de sondeos, de las medidas de sondas TDR, de los potenciales indicados por tensiómetros, etc... En algunos casos pueden ser despreciados, pero esto puede dar lugar a un alto porcentaje de error.

            Si vemos que la ecuación de P - ETR = Flujos de escorrentía no se cumple, esto será achacable a que el sistema no está en estado estacionario, y el volumen de reserva varía con el tiempo. En estos casos habrá que estudiar también las variaciones de la reserva con sondas TDR, cápsulas de succión, variaciones de niveles de sondeos, etc...Ver más adelante el apartado de "Métodos de determinación de la reserva". 

            Otra posibilidad, en el caso de que el substrato impermeable no esté demasiado profundo, sería levantar paredes de hormigón, que impidieran las entradas por escorrentía subterránea. Si impedimos también las salidas, y la hipótesis de que ΔR es constante sigue siendo válida, podemos llegar al caso más simple de balance que es ETR = P. Por supuesto, con estas simplificaciones se pierde representatividad.

 

Métodos de determinación de la reserva

            Aunque podemos despreciar la variación de la reserva, para hacer estimaciones del balance hídrico en períodos de tiempo largos u homogéneos, se puede afirmar que la determinación de la variación de la humedad, es necesaria para el cálculo de la evapotranspiración en lisímetros.  En el caso de que despreciemos las variaciones de la reserva  "es imprescindible conocer el estado de humedad del suelo y, sobre todo, escojer bien los periodos en los que realizamos el balance" ( Tuñón et al., 1999)

            La humedad del suelo es fácil de medir por determinación gravimétrica. Sin embargo esta técnica es destructiva e irrepetible en parcelas y lisímetros experimentales. Por ello es necesario recurrir a métodos indirectos, no destructivos, que nos permitan estudiar la evolución temporal de la humedad en un punto. Estos métodos indirectos suelen ser caros y tienen muchos problemas de calibración para los distintos tipos de suelos (Tuñón, 2000). Los métodos no destructivos se clasifican fundamentalmente en dos tipos: radiactivos y eléctricos. 

            El método radiactivo más común es la sonda de neutrones (Belcher et al.,1950; Haverkamp et al., 1984, referidos en Tuñón, 2000). Los resultados de esta técnica para la obtención de perfiles de humedad en función de la profundidad son aceptables. Las sondas de neutrones tienen el fallo de que no se pueden usar en los 15 primeros centímetros de suelo (Martinez Fernández et al., 1994, referido en Tuñón, 2000), donde se encuentran las mayores variaciones de humedad. Están muy influenciadas por la distribución al azar que tiene la radiación en la naturaleza. En suelos con alto contenido de materia orgánica, el hidrógeno puede interferir en la medida. Su uso requiere la instalación de un tubo de zinc en el suelo donde se va a realizar el perfil.

            La sonda de neutrones se basa en la capacidad de los átomos de hidrógeno para frenar y dispersar los neutrones. Se emplea un emisor de neutrones (americio, por ejemplo) y un sensor que detecta los neutrones perdidos o los que disminuyen su velocidad, pudiendose así deducir el volumen de agua.

            Los mayores inconvenientes de la sonda de neutrones son que necesita personal especializado, licencias de uso, que tiene un elevado coste, y que está sometida a muchas prohibiciones (Starr et al., 1999, referido en Tuñón, 2000). Todo esto, junto con la aparición de nuevas técnicas, ha dejado la sonda de neutrones en relativo desuso. Esta técnica es difícilmente utilizable en la actualidad, pero en su momento supuso un gran avance con respecto a la determinación gravimétrica.

            El sistema de Reflectometría en Dominio de Tiempo (TDR) fue otro gran adelanto, que tiene antecedentes en los balances de potencial eléctrico de Kirkschether (1960) (referido en Tuñón, 2000). En Gadner (1991) (referido en Tuñón, 2000), se revisa el desarrollo de esta técnica.

            Siendo la constante dieléctrica del agua unas 20 veces superior a la del suelo, se puede afirmar que la velocidad de una onda electromagnética entre dos puntos del terreno, depende fundamentalmente de la humedad del suelo. Medida a 1 Ghz la constante dieléctrica del agua es de 80'36 mientras que para el suelo varía entre 3 y 5. Cuanto menor sea la constante dieléctrica de una sustancia, mejor aislante es ésta. La conducción de las ondas electromagnéticas se realiza principalmente por el agua. Así el sistema TDR puede deducir el volumen de agua de la reserva, midiendo la velocidad de un pulso que  circula por una línea de transmisión electromagnética.

            La eficacia de las medidas de las sondas depende de la frecuencia de emisión de la señal electromagnética. Se ha demostrado que la frecuencia que proporciona los mejores resultados varía entre 100 Mhz y 4 Ghz, intervalo "en el que el efecto asociado a la vibración y rotación de las partículas de agua es despreciable" (Ledieu et al., 1986; Ledieu y Dautrebande, 1987, referidos en Tuñón, 2000).    

            Las sondas TDR están siendo ampliamente utilizadas para la determinación en campo y en parcelas experimentales de la humedad en los últimos años. Los mejores modelos son los que tienen tres varillas, independientemente de que sean fijas o móviles (Zegelin et al., 1989, referido en Tuñón, 2000)

            Otros métodos se basan en las variaciones que experimenta la resistividad de algunos materiales al absorber la humedad del suelo. Así introduciendo bloques de yeso, nylon, fibra de vidrio,...en el suelo, con electrodos insertados se podrá observar que los bloques absorben agua en función de la humedad del suelo, y por tanto variará su resistencia eléctrica. Midiendo las variaciones de la resistencia podemos determinar el contenido de humedad del suelo.

            Además de todos estos métodos que son bastante usados y relativamente conocidos, en los últimos tiempos se están desarrollando sensores puntuales que detectan el agua higroscópica, como son las cápsulas de succión y los sensores SBIB.

 

Medidas de precipitación y de otros parámetros climatológicos

            Para calcular las entradas de agua a una parcela en un balance hidrológico, es una cuestión fundamental el conocimiento de las precipitaciones. Aunque también hay que tener en cuenta las entradas por escorrentía superficial y subterránea, la medida de las precipitaciones es más directa y podemos esperar en ella un menor margen de error.

            En un lisímetro las precipitaciones pueden ser la única vía de entrada de agua. En todo caso tanto una parcela como un lisímetro pueden ser sometidas a riegos metódicos que no favorezcan la formación de flujos preferenciales.

            Lo ideal es construir una estación meteorológica adecuada, junto a los lisímetros o parcelas. Hay que tener en cuenta la variabilidad espacial de las precipitaciones, tratando que las medidas conseguidas tengan validez para todo el territorio estudiado.

            La estación meteorológica debe ser automática y reflejar datos de las variaciones de: humedad relativa, temperatura del aire, temperatura del suelo, dirección y velocidad del viento, radiación solar y precipitación. La estación debe de disponer de un sistema de alimentación de datos en continuo, que han de quedar almacenados, pudiendo el observador cada cierto período de tiempo volcar los datos recogidos a un Pc portátil.

            J. Tuñón (2000), por ejemplo, utilizó en su estudio una estación meteorológica de la casa METOS, que tomaba medidas cada 12 minutos y que se descargaba en el portátil cada 2 meses.

            Si la estación precisa de un calibrado de sensores, lo mejor es realizar éste en período estival para no perder datos de precipitación. En todo caso se realizará un completado de datos por el método de regresión. Para ello se utilizará una estación lo suficientemente cercana (J. Tuñón tenía a 500 m de su estación una estación de la Conselleria de Medi Ambient de la Comunidad Valenciana, que tomaba datos cada 15 minutos)

            Se debe de hacer inicialmente una recogida de datos de la zona, buscando como referencia las series de por lo menos 3 estaciones cercanas. Con estos datos, se someterán las medidas de nuestra estación meteorológica a un filtrado informático, y los errores encontrados serán completados por el método de regresión.

            El pluviómetro automático nos permitirá tener medidas de la intensidad y volumen total de la precipitación durante los eventos lluviosos.

 

Estudio de los aportes de escorrentía

            Si tenemos una parcela experimental en el fondo de una rambla, podemos delimitar la superficie de laderas laterales que vierten a ella. Esta superficie se puede determinar, por ejemplo, mediante un mapa topográfico digitalizado.

            Una vez conocemos la superficie, podemos aplicar un coeficiente de escorrentía como los diseñados por Thornes y Gilman  en 1984, referidos y usados por Villagarcía (2000). Estos autores establecieron limites de máxima escorrentía para las diversas litologías en Almería y Murcia. Por ejemplo, la máxima escorrentía para rocas metamórficas "mixtas" es de 4 mm/año para Almería y de 15 mm/año para Murcia.

            Villagarcía (2000), estudió en Rambla Honda (Almería), una parcela de 71 Has, a la que vertían 167 Has de laderas laterales, pudiéndose calcular la cantidad máxima de agua que llegaría a la parcela por esta vía. Aplicando los coeficientes de escorrentía de Thornes y Gilman (1984) antes mencionados, y considerando entre 4 y 15 mm/año por 167 Has de superficie, y,  que el agua quedaría finalmente concentrada en las 71 Has, Villagarcía (2000) calcula que el volumen máximo de escorrentía sería entonces entre 4 · 167 / 71 = 9'4 mm/año y 15 · 167 / 71 = 35 mm/año.

            La escorrentía que se calcula es un máximo teórico, suponiendo lluvia abundante. Para Villagarcía (2000), en climas áridos como el nuestro, lo adecuado es suponer que una precipitación extrema de 60 mm/h sucedería una sola vez cada siglo, lo que generaría aproximadamente 21 mm (valor medio entre 9 y 35) de escorrentía. En el caso descrito por Villagarcía (2000), aplicando estos presupuestos, la escorrentía sería de 21 · 167 / 71 = 49'3 mm/siglo, o de 0'49 mm/año. 1/3 Este método sólo permite conseguir groseras estimaciones, que en el estudio de Villagarcía (2000) permiten inferir que las aportaciones de las laderas no cubrirían nunca más de un tercio del déficit hídrico anual de la parcela..

            Se pueden hacer medidas directas de la escorrentía de una ladera con un dispositivo denominado flume, que está equipado con sensores capacitativos. Lo mejor es que el flume se coloque en la intersección entre el aluvial y la zona rocosa de la ladera, midiendo así la contribución lateral de flujo al lecho de la rambla. Los flumes permiten calcular coeficientes de escorrentía que más tarde serán aplicados a una superficie.

            Otra vía de entrada de agua, además de los aportes laterales de las laderas, es el agua que se infiltra en el lecho de la rambla y se desplaza por él durante las avenidas. Se supone de esta forma, que conociendo la duración de las avenidas, la tasa de infiltración a largo plazo y la conductividad hidráulica del suelo, podremos determinar el flujo de agua almacenada en el lecho de la rambla. La conductividad hidráulica del suelo nos permite usar la ley de Darcy sobre el agua infiltrada durante la inundación de la rambla.

            También hay que conocer la profundidad del frente de infiltración, tomando para ello medidas de porosidad y de humedad en el lecho. Así podremos conocer la profundidad del acuífero y la capacidad de los materiales para atrapar humedad.

Balance hídrico en acuíferos

            Es posible que existan precedentes de estimación del balance, a nivel de grandes acuíferos de la zona donde se vaya a instalar una parcela experimental. El ITGE, por ejemplo, ha tratado de cuantificar los recursos hídricos de muchos lugares y comarcas. Esta información puede tener un importante valor y debe ser conocida si se va a establecer una parcela o lisímetro experimental en la zona.

            Puede que haya grandes diferencias entre los distintos estudios. El que considere un período de tiempo más largo, en la recogida de los datos meteorológicos, podría ser el más fiable, pero no tiene por que ser así necesariamente. Las divergencias en este aspecto hacen dudar de la validez de los balances.

            Normalmente las entradas por lluvia y riego al acuífero han sido calculadas con métodos poco precisos. Esto se puede traducir en la estimación errónea de otros componentes.

            Si nuestra parcela o lisímetro contiene un relleno representativo de los materiales del acuífero, podemos deducir nuestro propio balance. Podemos extrapolar los datos recogidos de precipitación eficaz, drenaje subterráneo, etc... al volumen total del acuífero.

Tabla con la cuantificación de los componentes del balance hídrico en la Plana de Castellón (ITGE, 1989, referida en Tuñón, 2000).

ENTRADAS	Hm3/año	SALIDAS	Hm3/año
Infiltración de agua de lluvia	50	Bombeos	201
Retorno agua riego (agua superficial)	40	Manantiales	9
Retorno agua riego (agua subterránea)	60	Salidas al mar	39
Infiltración río Mijares	36	Drenaje marjalerías	27
Alimentación lateral	90
TOTAL	276	TOTAL	276

            Si el volumen de agua que entra es el mismo que el que sale, el sistema estará en estado estacionario, y el balance se mantendrá constante en el tiempo. Es el caso que se afirma este balance para la Plana de Castellón

            Si hay más entradas que salidas habrá un aumento de la reserva, y cada vez la capacidad de retención del acuífero será menor. Si se repite el balance algún tiempo  después, se verá que las entradas habrán disminuido, tendiendo a un equilibrio con las salidas. A medida que la capacidad de retención de la reserva se agota, la infiltración disminuye y la escorrentía superficial y subterránea aumentan, dando lugar a procesos de erosión que  pueden empobrecer el suelo. 

            Si hay más salidas que entradas, la cantidad de agua en la reserva disminuye, el nivel piezométrico baja, y puede que los gradientes hidráulicos se inviertan, dando lugar a entradas de aguas marinas que pueden suponer una salinización. Este es el caso de acuíferos sobreexplotados. El balance de la Plana de Castellón, aunque postula un estado estacionario para el acuífero, reconoce que existe sobreexplotación en las comarcas de Benicassim y Moncófar.

            Según Tuñón (2000), "las cifras que habitualmente se manejan para deducir el  retorno de riego, están muy alejadas de la realidad, de la misma manera que lo están, aunque en menor medida, la lluvia útil o eficaz, que constituye la infiltración profunda". Refiriéndose al balance de la Plana de Castellón, deduce que las cifras erróneas de retorno de riego y precipitación, redundan en una subestimación del bombeo neto. De esta forma las salidas netas son mayores de lo pensado, y el acuífero puede estar sobrexplotándose y recogiendo aportes laterales, debido a los cambios de gradientes hidráulicos.

            Mediante el estudio de parcelas experimentales en la Plana de Castellón, Tuñón et  al. (1999) calculan una evapotranspiración del 92% del agua caída, mientras que hasta entonces se habían utilizado porcentajes del orden del 80% en los cálculos de balance hídrico precedentes.

            No obstante, los datos de balance hídrico de acuíferos, a gran escala, aunque con enormes limitaciones, tienen siempre un sentido orientativo, que permiten una grosera aproximación en el orden de magnitud de los parámetros a considerar, en una parcela experimental que pretenda servir de referente para el conjunto del acuífero.

 

Estudio de la hidrodinámica de una parcela en base a las variaciones de potencial

           

            La dinámica del agua en una parcela puede entenderse en términos de energía potencial. El agua se moverá siempre de puntos en los que tiene mayor potencial a otros en los que su potencial es menor. Además de la diferencia de potencial, también es importante tener en cuenta la conductancia, que es la capacidad de los conductos para transportar el agua. Si no hay poros comunicados, ni vía transitable entre dos puntos, por muy alta que sea la caída de potencial, no habrá movimiento.

            La energía potencial del agua depende principalmente de cuatro fuerzas, que son: la gravedad (potencial gravitacional), la adhesión a las partículas sólidas de la matriz del suelo (potencial matricial), la atracción iónica (potencial osmótico) y la presión hidrostática (potencial de presión). El potencial osmótico disminuye al aumentar la salinidad del agua; el potencial gravitatorio disminuye con la profundidad; el potencial matricial es más pequeño cuanto más pequeño es el poro, quedando así el agua atrapada por fuerzas capilares; el potencial de presión aumenta con la presión hidrostática, de manera que, bajo tierra el potencial será siempre positivo, y el agua tendería a escapar hacia la superficie o zonas de menor presión.

            El potencial es una medida relativa. Así pues, se toma como potencial 0 el de un agua que se halla en la superficie (z = 0), a presión atmosférica, sin sólidos disueltos, y en estado puro (sin fuerzas capilares con las partículas del suelo).

            El potencial total viene dado por la suma de todos los potenciales antes mencionados; éstos estarán expresados normalmente en forma de bars. Según Tuñón (2000), a cada 10 m de descenso le corresponde una variación de potencial gravitatorio de aproximadamente un bar. En el caso del potencial de presión, el valor es, directamente la diferencia de presión con el punto de referencia (potencial 0). A veces el potencial de presión se ve influenciado por las fuerzas capilares, de forma que el Comité de Física del Suelo (Bolt,1976, referido en Tuñón, 2000) considera un único potencial tensiométrico, que auna en una sola expresión el potencial matricial y de presión. 

            Las plantas funcionan como si fueran bombas, provocando el movimiento del agua desde las raíces hasta las hojas. El sistema hidráulico que produce este movimiento funciona como un verdadero medio continuo, haciendo que "los cambios de presión en las raíces se manifiesten de forma automática en las hojas" (Nulsen et al., 1977; Leyton 1978, referidos en Tuñón, 2000). Este movimiento supone una disminución continua de los potenciales suelo -planta-aire. El potencial es, de esta forma, especialmente revelador en el estudio del sistema suelo-planta-aire. Rosenberg et al., (1983) (referido en Tuñón, 2000), proponen la siguiente fórmula para el estudio de este sistema:

            Flujo agua = (Ψg - Ψr)/r_g = (Ψr - Ψl)/(r_r+ r_x) = (Ψl - Ψa)/(r_s + r_r)

            Donde Ψg, Ψr, Ψl y Ψa son respectivamente los potenciales del agua en el suelo, raíces, hojas y aire.

            r_g, r_r, r_x y r_s son respectivamente las resistencias al paso del agua que ofrecen las superficies de las raíces, la parte interna de las raíces, el xilema y las hojas.

           

            Aunque no interviene en la fórmula el factor r_a, que es la resistencia opuesta al flujo entre la superficie de la hoja y el aire, la mayor resistencia en el sistema se da en este apartado, de manera que debe haber una alta diferencia de gradientes entre el aire y la hoja, para permitir el flujo.

            r_a disminuye con el viento; cuando no hay viento el fenómeno de la transpiración es controlado por el paso entre la superficie de las hojas y el aire. Cuando hay viento pasan a ser los estomas de las hojas el factor determinante.

            El contenido relativo de agua en la planta (RCW), hace referencia al porcentaje del agua en la planta con respecto a la que tendría cuando el potencial fuera 0. Una planta con perfectas condiciones hídricas tendría un 97% de RCW. Una planta con deficiencias de agua tendría un 75%, y una planta saturada de agua tendría un 100% de RCW.

            Cuando el RCW está próximo a la saturación, una pequeña bajada supone una importante disminución del potencial. Si el RCW es el propio de una planta deficiente, la misma bajada supondría una pequeña disminución del potencial.

            Estudiando el potencial, podemos hacernos una idea del flujo de agua en una planta, pero con cuidado, pues al disminuir la resistencia de raíces, xilema, hojas,... aumenta el flujo para el mismo potencial. En condiciones diurnas, de todos modos, podemos considerar que estas resistencias no varían, y que el flujo de agua sigue condiciones de régimen estacionario, "incluso bajo diferentes condiciones medioambientales" (Tuñón, 2000).

 

Algunas formas de medida de la transpiración

            Como dijimos en la introducción, es muy difícil distinguir en términos hidrogeológicos entre transpiración y evaporación. Esto se debe a la relación existente entre ambos términos y a la dificultad de medirlos por separado. Sin embargo existen algunas técnicas, normalmente de difícil aplicación y en muchas ocasiones irrepetibles, que se podrían usar para determinar la parte de evapotranspiración que se debe a la transpiración.

            Para medir la transpiración se usa normalmente el mm de altura de agua transpirada por unidad de superficie y por unidad de tiempo. Esta unidad de medida es además la que se usa para la evapotranspiración en general, y hace referencia al hecho de que la transpiración es un fenómeno de superficie.

            También existe un coeficiente de transpiración, que expresa el cociente entre el peso de agua consumida y el peso de materia orgánica seca producida (excluidas las raíces por razones prácticas). Este coeficiente de transpiración tiene un uso preferentemente agronómico, y en cierto modo es una medida del rendimiento del agua en las plantas.  

           

            Freeman y más tarde Garreau midieron la transpiración teniendo en cuenta el aumento de peso de una sustancia higroscópica atrapada en una campana en cuya base se encontraba una hoja de la planta (Custodio y Llamas, 1996). El agua transpirada se acumulaba en la campana y era absorbida por la sustancia higroscópica.

            El atmómetro de Livingston toma medidas de evaporación a través de una esfera de porcelana porosa conectada con un depósito de agua a presión atmosférica normal. Estas medidas no son en absoluto representativas de la evapotranspiración del suelo, sino que deben ser corregidas con fórmulas y coeficientes. Al parecer se obtienen resultados comparables a los de transpiración en algunas especies. La variación temporal de los datos en el día también se parece a la de transpiración en estos casos.

            Otros métodos de laboratorio se basan en medir los cambios con el tiempo del peso de la planta, evaluando la pérdida de agua. Se puede tomar un trozo de planta cortado, y evaluar la transpiración sufrida antes de que se marchite. Esto resulta poco representativo del comportamiento de la planta cuando está viva y unida al suelo.

            Se aproximan más a la realidad los fitómetros, grandes recipientes rellenos de suelo, en el que se ha plantado alguna especie vegetal. El fitómetro se asimila a un lisímetro de balanza, en el que se impide de algún modo la evaporación, quedando sólo transpiración.

            Los potómetros son recipientes mucho menores que los fitómetros, y en los que el suelo es sustituido por agua, que es absorbida por algún corte de hoja o tallo.

            A escala natural se han hecho algunas experiencias con pequeñas cuencas experimentales. Estas consisten en medir los efectos que produce sobre la escorrentía una reducción de la vegetación. Además, en zonas áridas pobladas con plantas freatofitas, que cogen el agua del acuífero, se pueden hacer estimaciones de la transpiración a partir de las fluctuaciones de los niveles de los pozos de la zona. En esta clase de trabajos, las cuencas deben estar bien definidas previamente, en el aspecto hidrogeológico.

            Otras formas de estimación de la transpiración son las que se derivan del estudio tensiométrico, en los alrededores de las raíces, para el sistema suelo, planta, aire. Estas medidas indirectas no son absolutamente fiables, pues además del potencial, en el movimiento del agua influyen factores como la conductancia y la resistencia al flujo. Estos últimos pueden ser variables en las raíces, estomas, xilema, aire, etc...

            Una forma de medida directa del flujo del agua en la planta, sin necesidad de recurrir a términos de potencial, es la que nos proporciona el método del balance de calor. Este método (aplicado por Villagarcía, 2000), consiste en aplicar una cantidad conocida de calor a un tallo, y ver como se distribuye ésta en función de la savia circulante.

            El balance de flujos de calor aplicado al tallo sería el siguiente:

                        P' = q_v + q_r + q_f

            Donde P' es el calor aplicado al tallo por medio de un calefactor

            q_v es el calor conducido verticalmente a través de los tejidos del tallo    

            q_r es el calor conducido radialmente a través de los tejidos del tallo

            q_f es el calor invertido en aumentar la temperatura de la savia y que nos interesa calcular para poder estimar así la cantidad de savia que pasa y el flujo de agua a través de los tallos vivos.

            q_v y q_r se pueden calcular por diferencias de temperaturas en las vías de pérdida de calor (Smith y Allen, 1996, referido en Villagarcía, 2000). Se miden gradientes verticales y radiales de temperatura y se obtienen estos dos valores.

            P' lo conocemos porque lo aplicamos nosotros. Entonces podemos obtener

                        q_f = P'-q_v-q_r

            Podemos así conocer el flujo de agua y de savia en el tallo. Este método se puede aplicar directamente mediante sensores del modelo DINAMAX INC. (Houston, EEUU), obteniendo valores de flujo de agua en unidades de Kg/s.

            El método del balance de calor ha sido descrito y usado con éxito tanto en plantas leñosas (Steinberg et al., 1990) como herbáceas (Baker y Van Babel, 1987). Los tallos deben tener un diámetro mínimo de 4 mm (Groot y King, 1992) para que los sensores funcionen bien. (Referencias citadas en Villagarcía, 2000).

            Una vez tenemos el flujo de agua en los tallos, como la transpiración es un fenómeno de superficie, hay que expresar este flujo con respecto al área folial correspondiente. Necesitamos dar datos en unidades de volumen por unidad de superficie (mm).

            Para conocer el área folial correspondiente a los tallos tenemos que recolectar las hojas y, en consecuencia, cortarlas. Este hecho es destructivo e irrepetible, pero no impide que el método sea aplicable a lisímetros y parcelas experimentales. Suponiendo un área folial aproximadamente constante para un período determinado podemos estudiar la evolución temporal del fenómeno de la transpiración.

            El área folial de las hojas recolectadas se puede medir con un medidor de área folial. Un ejemplo de estos aparatos es el MK2 AREAMETER, ΔT. Lo mejor es calcular el índice de área folial de todo un rodal de terreno, y extrapolar así las medidas de transpiración de las plantas individuales (Villagarcía, 2000)  

 

IV. BALANCE DE RADIACIÓN

            Si consideramos la radiación incidente sobre un elemento de volumen, con base en la superficie, incluyendo cobertura vegetal y la atmósfera circundante, tendremos que tener en cuenta que una parte de la energía que se pierde se emplea en la evapotranspiración del agua del suelo. Esta cantidad de energía gastada en evapotranspiración es la que nos interesa conocer si queremos averiguar el volumen evapotranspirado. El método del balance de energía, también llamado BREB, (Bowen ratio energy balance) sigue esta razonamiento. La ecuación del balance de energía con todos sus términos en las mismas unidades es:

            Rn = Ca + Cs + Cl

            Donde Rn es la radiación neta

            Ca es el flujo de calor almacenado en el suelo

            Cs es el flujo de calor empleado en calentar el aire

            Cl es el calor almacenado en forma de calor latente que se gasta en evapotranspiración.

            En esta ecuación se han despreciado algunos términos de pequeña importancia. La radiación usada en producción fotosintética no se considera. Tampoco se considera la divergencia horizontal de calor latente y de calor sensible que no es reflejada, pero tampoco empleada en calentamiento del suelo o del aire.

            También hay una parte de calor que procede de la zona circundante a la parcela y no depende de la radiación neta. Éste produce el llamado "efecto oasis". Este flujo de calor adventicio a través de los limites de la parcela se supone nulo. Al igual que en el caso del balance hídrico, se intenta mantener una zona de amortiguamiento para evitar que las entradas laterales de calor falseen la medida de Cl en el lisímetro o parcela experimental. Es importante tener esta zona de amortiguación sobre todo en climas áridos, y si el suelo de la parcela se mantiene húmedo artificialmente.

            Rn y Ca se pueden medir con bastante precisión. Rn se mide con el radiómetro de radiación neta, que es un sistema de termopares de laminas ennegrecidas, que reciben en una y otra cara la radiación incidente (Ri) y la radiación reflejada (Rr). Después miden la diferencia entre ambas (Rn).

            Ca se desprecia en ocasiones, pero esto puede dar lugar a errores importantes en el balance. Ca a primeras horas de la mañana suele ser negativo y del orden del 25% de la radiación neta. Esto se debe al enfriamiento al que ha sido sometido durante la noche el suelo. Al final de la tarde será positivo y del orden de un 5% de la radiación neta. Por lo tanto despreciar Ca producirá tanto más error cuanto más corto sea el intervalo de tiempo de medida, y cuanto más temprano en la mañana se tome.

            Ca se suele medir con un sistema de termopares que son enterrados en el suelo. Cuando esto no es posible, también se podría deducir Ca en función de Rn a partir de fórmulas teóricas que se hayan desmostrado empíricamente.

            Los valores de Cs y Cl sin embargo, no pueden medirse por separado. Lo que si podemos medir con cierta aproximación es el coeficiente β, también llamado tasa de Bowen, estudiando los flujos turbulentos de calor y de materia (vapor de agua) en el aire:

                        β = Cs/Cl = cp/cl · Pa/μ · Kh/Kv · (dt/dz)/(de/dz) 

            cp = calor específico del aire seco a presión constante medido en cal/g ºC

            cl = calor latente de vaporización en cal/g

            Pa = presión atmosférica en g/cm²

            μ = relación entre los pesos de un mol de vapor de agua y un mol de aire seco (adimensional)

            Kh = coeficiente de transporte turbulento de calor en cm²/min

            Kv = coeficiente de transporte turbulento de vapor de agua en cm²/min  

            t = temperatura en ºC

            e = presión de vapor del aire en mb

            z = altura sobre la superficie del terreno en mb.

            En la práctica, se hace una medición aproximada de β, a partir de medidas de temperatura y de presión a dos alturas, z1 y z2. Se sustituye entonces en la fórmula (dt/dz)/(de/dz) por (t1-t2)/(e1-e2). Las variaciones de t y de e son pequeñas y por lo tanto difíciles de medir. Además varían en el tiempo y en el espacio. Se utilizan en estas medidas dos termopares "seco-húmedo", uno a cada nivel. Los dos termopares deben tener el mismo tiempo de respuesta para que las medidas correspondan. Si consideramos la veriabilidad espacial de una parcela experimental habrá que disponer varios termopares a cada nivel para toda la parcela.

            Suponemos también para calcular la tasa de Bowen que Kh = Kv. Para favorecer esta hipótesis tomaremos valores de z1 y de z2-z1 lo más pequeños posibles. Los termopares deben estar pues muy cercanos al suelo y entre sí. También favorece la hipótesis de Kh = Kv el hecho de que la parcela sea homogénea.

            Cuando el terreno no es muy homogéneo, conviene tomarse una laboriosa tarea de muestreo para la colocación de estos termopares "seco-húmedo" lo más cercanos posibles al suelo. Hay que tener en cuenta la variabilidad espacial y la representatividad de las medidas para conseguir así valores medios de evapotranspiración.

            Debe de haber una adecuada proporción entre el máximo nivel de medidas z2 y la longitud transversal expuesta a la acción del viento sin obstáculos. Algunos datos de referencia obtenidos por Dyer y citados por Custodio y Llamas (1996) para esta proporción son los de la siguiente tabla:

z2 (m)	0'4	0'5	1'0	2'0	5'0	10'0
L  (m)	53	70	170	420	1350	3300

            Determinado β por este método, podemos sustituir en el balance de radiación inicial:

                        Rn = Ca + Cs + Cl = Ca + (1+β)Cl ;

                        Cl = (Rn-Ca)/(1+β)

            De manera que podemos calcular la energía gastada en evapotranspiración. El volumen de agua evapotranspirado sería Cl/cl, siendo cl el calor latente de vaporización del agua que corresponde a la constante de 585 cal/cm³. El contraste de este método en lisímetros con balance hídrico ha dado excelentes resultados, tanto en zonas húmedas como áridas. La precisión es considerable, especialmente cuando pueden obtenerse buenas medidas de Ca (Custodio y Llamas, 1996, citan múltiples referencias que avalan la eficacia del método).

            La CAMPBELL SCIENTIFIC LTD. (Logan, Utah, EEUU), ha diseñado un sistema instrumental para la medida automática de la evapotranspiración por la tasa o razón de Bowen. Esta estación de Bowen consta de dos brazos, uno alto y otro bajo, que se ajustan a la altura que uno quiera. El radiómetro de radiación neta también se puede ajustar a la altura deseada.

             Las estaciónes Bowen deben situarse en posiciones centrales de rodales de vegetación, lo suficientemente lejanas a los limites de éstos, para evitar las influencias microclimáticas de las áreas circundantes en el fenómeno de evapotranspiración.

            El flujo de calor que va al suelo (Ca) se mide a una profundidad fija con una placa de flujo de calor (HFT-3, REBS, Seattle, WA, EEUU) y con dos termopares (TCAV model, CAMPBELL SCIENTIFIC LTD.)        

            La estación de Bowen mide el gradiente de presión de vapor con un higrómetro de espejo de punto de rocío (Dew 10, GENERAL EASTERN CORP. Watertown, EEUU), de resolución ± 0'01 Kpa. También incorpora unos termopares Cromo-Constatan, que miden el gradiente de temperatura.

            El sistema instrumental también mide la radiación neta, permitiendo así la medida experimental de Cl. Hay que considerar que Cl depende en todo momento de la humedad del suelo. Para hacernos una idea de la eficacia que tiene la evapotranspiración, con respecto a la cantidad de agua existente, la estación de Bowen va acompañada de dos sensores de humedad SBIB, que serán enterrados junto a los termopares y a la placa fija de flujo de calor.

            Las medidas de presión y de temperatura se cargan en un programa Datalogger (21X, CAMPBELL SCIENTIFIC LTD.), cada cierto período de tiempo previamente determinado, y el programa se ocupa de hacer las medias en el intervalo correspondiente. Así se determina sin dificultades la Tasa de Bowen. Villagarcía (2000) usó en su estudio en parcelas de vegetación en Rambla Honda, estaciones de este tipo, que tomaban datos cada 30 segundos y se promediaban cada 20 minutos.

            Villagarcía (2000), tiene en cuenta en su estudio que en algunos casos las estaciones de Bowen no permiten la determinación de la evapotranspiración; estos casos anómalos, fueron estudiados por Ohmura (1982) y Smith et al., (1992) (referencias citadas en Villagarcía, 2000), pudiendo deberse a la saturación del higrómetro de punto de espejo o a la imprecisión en las medidas de Rn y Ca (que pueden sufrir cambios de signo).  Villagarcía (2000), apoyándose en los autores citados describe seis posibles casos en los que Δe, Δt,  o β podían ser físicamente inconsistentes. Estos seis casos vienen a darnos los siguientes criterios de rechazo en la siguiente tabla:

Δt	Δe	Rn - Ca	β
+	+	-	> 0
-	-	+	> 0
+	-	+	> -1
+	-	-	< -1
-	+	+	< -1
-	+	-	> -1

            Cuando β se aproxima a -1 los valores de Δe y de Δt tienen valores similares, pero los gradientes de humedad y calor son de signo opuesto. En este caso el fundamento del balance de radiación no nos sirve, porque nos encontramos con que el denominador de la expresión (Rn-Ca)/(1+β) se convierte en 0. Se trata de una indeterminación matemática que no tiene interpretación física.

            Es necesario entonces para el uso de la "estación de Bowen" someter los datos a un filtrado informático, que permita eliminar los datos que cumplan los criterios de eliminación de la tabla anterior o que estén en un rango de -1'15 < β < -0'85.

 

V. MÉTODO DE LOS PERFILES DE HUMEDAD Y VELOCIDAD DEL VIENTO

            El método de los perfiles, estudia los flujos de humedad, y de cantidad de movimiento en el viento. Relaciona, de esta forma, la evaporación con medidas de los gradientes de humedad y de velocidad. Es un método bastante complejo que, por ahora, sólo consigue resultados concluyentes en el caso de que el viento sea adiabático.

            El aire, bajo la influencia del viento y de la rugosidad de la superficie del terreno, se mueve en las capas bajas de la atmósfera con régimen turbulento. Dentro de este medio de transporte turbulento, la concentración en vapor de agua decrece con la altura, dando lugar a que el agua se evapore y difunda hacia medios de mayor altitud. Esta difusión produce un flujo vertical de agua, que es lo que nos interesa conocer: la evapotranspiración.

            Si suponemos nulas las componentes horizontales de la difusión del agua, tendremos que la difusión vertical sigue los siguientes flujos de materia y de cantidad de movimiento:            

            E = -ρ · Kv · dq/dz

            τ = -ρ · Km · du/dz

            Siendo E el flujo vertical de vapor de agua (evaporación) en g/cm²s

            τ el flujo vertical de cantidad de movimiento en g/cm s

            ρ la densidad del aire en g/cm³

            Kv es el coeficiente de transporte turbulento de vapor de agua en cm²/s

            Km es el coeficiente de transporte turbulento de cantidad de movimiento en cm²/s

            q es la humedad específica del aire (adimensional)

            u es la velocidad vertical del viento en cm/s

            z es la altura en cm

            Si dividimos una expresión por la otra tendremos una ecuación que nos permitirá utilizar los datos de las velocidades y coeficientes del viento en el cálculo de E:

1)         E = -τ·Kv/Km·(dq/dz)/(du/dz)

            En donde por definición τ = ρu*²

            u* es la llamada "velocidad de fricción del viento", que depende de la naturaleza de la superficie y de la velocidad media del viento. Si el viento no cambia de velocidad o dirección u* se mantiene como una constante que define el flujo vertical de cantidad de movimiento.

           

            En el caso de que el viento sea adiabático la variación vertical de la velocidad puntual del viento, viene definida por la llamada "ecuación de los perfiles":

2)         du/dz = u*/k · z ; siendo  k la constante de Von Karman (k = 0'4)

           

            Integrando esta ecuación de los perfiles podemos expresar u* en función de las velocidades verticales del viento en unos punto y de las alturas de estos puntos. Esto nos va a permitir calcular u* y resolver la fórmula de para un hipotético caso adiabático. Obtenemos en una primera aproximación:

3)         u* = k · (u2-u1)/ln(z2/z1)

            Para resolver la ecuación 1 hacemos otra aproximación (parecida a la que hicimos para hallar β en el balance de radiación):

           

            (dq/dz)/(du/dz)=(q1-q2)/(u1-u2)

            Consideramos también que Kv = Km. Esta hipótesis será tanto más cierta, cuanto más homogénea sea la parcela y cuanto más cercanas al suelo se tomen las medidas de u y de q.

            Aunando todas estas simplificaciones, la ecuación 1) queda así:

            E = (-ρk²(u2-u1)(q1-q2))/(ln(z2/z1))²

            Si se define z0 ("parámetro de rugosidad") como la altura a la que la velocidad del viento u sea 0, se puede obtener de la fórmula 2) la siguiente expresión:

            u = (u*/k)·ln(z/z0)

            Esta altura z0 no permanece constante, sino que varía dentro de un plano z = z0 + d Si tenemos en cuenta esto sobre la ecuación 1) tendremos finalmente la siguiente fórmula:

4)         E =  (ρk²u(q1-q2))/(ln(z+z0-d/z0))²

            En estas fórmulas interviene el "parámetro de rugosidad", y el "desplazamiento del plano 0", siendo ambos datos variables. Sin embargo todos los datos de esta ecuación pueden medirse y conocerse. Por lo tanto podemos calcular E, considerando un viento teóricamente adiabático.

            Como el viento raramente va a ser adiabático, habría que introducir una función de corrección sobre la "ecuación de los perfiles", que represente la estabilidad, antes de hallar la fórmula de u* y la fórmula de z0. Se han propuesto varias ecuaciones de corrección de este tipo, (Deacon, Monin y Dbukhov, Brooks, etc..) pero no se ha llegado a establecer ninguna aplicable en general.

            Las medidas de los gradientes de humedad entre z1 y z2 se toman mediante pares termoeléctricos de alta sensibilidad. Estos se colocan lo más cerca posible de la superficie de evapotranspiración para que la hipótesis de Kv = Km sea poco problemática. También hay que tener en cuenta la variabilidad espacial, y someter la superficie de la parcela, a muestreos en subzonas lo más homogéneas posibles, con la intención de obtener valores medios de evapotranspiración.

            Para mantener la hipótesis de que el flujo de vapor y de cantidad de movimiento sólo tiene una dimensión vertical, hay que mantener una proporción entre la altura máxima de las medidas (z2) y la longitud transversal expuesta a la acción del viento sin obstáculos. Este requisito también era asumido para realizar el balance de radiación. Dyer calculó unos valores para que los perfiles del viento se ajustaran en un 90% a los reales. Estos datos vienen reflejados en una tabla en el capítulo anterior (pág. 28).

            Este método puede dar resultados bastante buenos, pero sólo si se aplica a períodos cortos de tiempo (30-60 minutos), en los que se pueda mantener la hipótesis de que el viento se mantiene constante y adiabático.

VI. MÉTODO DEL FLUJO TURBULENTO DE HUMEDAD

            Este cuarto método consiste en, evaluar en un determinado punto y en intervalos de tiempo muy pequeños, los flujos de materia y de calor sensible que transcurren por él. También se llama método "Eddy correlation" o "método de las covarianzas". Las ecuaciones de los flujos de calor y materia son (C.B.Tanner, 1996, referido en Custodio y Llamas, 1996):

            E = ρμ/P_a · [eu + e'u']

            F = ρc_p · [tu + t'u']

            Siendo E el flujo de evaporación

            F el flujo de calor sensible

            ρ la densidad del aire

            μ la relación entre un mol de agua y un mol de aire seco

            P_a la presión atmosférica

            c_p el calor específico del aire

            e tensión de vapor en el aire (media para un período considerado)

            u velocidad vertical del viento (media para un período considerado)

            t temperatura del aire (media para un período considerado)

           

            Los ' indican fluctuaciones del valor alrededor de la media registrada. Las covarianzas son los promedios de los productos de las fluctuaciones de dos variables en torno a sus respectivos valores medios. Así e'u' es la covarianza de la tensión de vapor y de la velocidad vertical.

            "El método Eddy correlation permite hacer medidas directas de flujos sin necesidad de asumir igualdades entre los coeficientes de difusión de las variables, y sin necesidad de hacer suposiciones sobre la naturaleza de la cobertura vegetal" (Kanemasu et al., 1979, referido en Villagarcía, 2000). En este método se hace uso de la relación entre flujos turbulentos y covarianzas.

            En las expresiones registradas en los corchetes, los primeros sumandos representan el flujo por difusión molecular y los segundos el flujo por difusión turbulenta. Para simplificar las ecuaciones vamos a suponer que eu y tu son 0, es decir, vamos a despreciar la difusión molecular para calcular valores aproximados de E.

            El Evapotrón diseñado por la Commonwealth Scientific and Industrial Research trabaja sobre estas ecuaciones. Este aparato mide y registra de modo continuo variaciones de humedad, velocidad vertical del viento y de temperatura. Además integra automáticamente las covarianzas e'u' y t'u', registrando por tanto valores de evapotranspiración.

            El evapotrón tiene la ventaja de aunar todos estos artefactos en un sola herramienta de medida. En todo caso las medidas de las covarianzas pueden realizarse en intervalos cortos de tiempo (20'). Hay que tomar medidas durante varios días con la intención de hallar medias fiables.

            El evapotrón es un aparato voluminoso, pero fácilmente transportable, que posee un gran futuro en el campo de la medición experimental de evapotranspiración. En opinión de Custodio y Llamas (1996), actualmente presenta algunos problemas de respuesta a las pequeñas variaciones de humedad, así como una relación entre z2 y la longitud expuesta al viento sin obstáculos bastante grande; estos defectos se irán subsanando con el tiempo.

            Si en lugar de evaluar el flujo de materia estudiamos el flujo de calor latente, la ecuación que nos proporciona E es parecida. En todo caso la covarianza a estudiar es la misma:

           

                        Cl = λ· [e'w'] 

            Donde Cl es el flujo de calor latente

            λ es el calor de vaporización del agua

 

            El método Eddy correlation se puede usar, aplicado a flujos de calor latente y sensible con un higrómetro de Krypton (modelo K1120, CAMPBELL SCIENTIFIC LTD.) con abertura de 0'01 m y un anemómetro sónico de tres ejes (modelo K27, CAMPBELL SCIENTIFIC LTD.). Se necesita además un aparato que mida la temperatura. Todos los datos recogidos son almacenados en un programa Datalogger. Villagarcía (2000) utiliza este método en su estudio en Rambla Honda (Almería).

 

VII. ALGUNOS ELEMENTOS Y HERRAMIENTAS DE USO FRECUENTE EN PARCELAS EXPERIMENTALES

Cápsulas de succión Las cápsulas de succión son ampliamente utilizadas tanto en parcelas experimentales como en lisímetros para el muestreo del agua intersticial. Un tipo particular de estas cápsulas son las cápsulas de teflón.

            Algunos de los principales problemas que presentan son los derivados del intercambio iónico y de la adsorción y liberación de iones. También se corre el riesgo, en climas de elevada insolación como el nuestro, de que se sequen las gomas y tapones, afectando esto al mantenimiento del vacío en la cápsula. La representatividad de las medidas de la cápsula tampoco es completamente fiable.

           

Sensores SBIB. Al igual que las cápsulas de succión, permiten tomar valores periódicos del volumen de agua intersticial. Se disponen enterrados en el suelo, a una profundidad determinada, y vierten los datos recogidos a algún sistema informático cada cierto período de tiempo.

Sondas TDR. Las sondas TDR pueden ser de dos o tres varillas. Zegelin hizo un estudio en 1989 (referido en Tuñón, 2000) en el que se demuestra que las sondas de tres varillas tienen más precisión. En el campo de las parcelas experimentales y lisímetros es muy utilizado el modelo Trime P3Z de la casa IMKO

            Las sondas TDR se disponen a distintas profundidades en el lisímetro o parcela, para evaluar así las variaciones de la humedad con la profundidad. La colocación de las sondas TDR, así como de las cápsulas de succión, y de todo elemento en la parcela experimental o lisímetro, es una tarea laboriosa, que debe realizarse cuidadosamente, evitando que se formen flujos preferenciales. No debe haber entonces separación o hueco de ningún tipo entre la sonda o el cable que sale al exterior y el suelo.

Sonda TDR móvil. La sonda TDR móvil es cilíndrica. y no podemos distinguir en ella ninguna varilla. Va acompañada de tubos de PVC que se introducen en el suelo mediante un sistema de hinca, que evita la formación de flujos preferenciales. La sonda se puede dejar en el tubo de PVC para tomar una serie de muestras, y después, retirarla para tomar muestras en otros tubos. Este instrumento puede ser muy ventajoso en parcelas experimentales. Para estudiar 16 puntos, siempre que no sea simultáneamente, podemos usar una sonda móvil en lugar de 16 fijas.

            Las sondas TDR precisan un calibrado para cada tipo de suelo. Normalmente se cogen perfiles del suelo estructurado de los lisímetros o parcelas y, se les realizan medidas con la sonda y por determinación gravimétrica. Luego se aplica una correlación entre las medidas de la sonda y las medidas gravimétricas.       

Tensiómetro. Los tensiómetros son instrumentos que determinan el potencial del agua. El agua siempre se mueve hacia puntos de menor potencial. Si hay plantas, las raíces absorberán agua provocando caídas de potencial. Estos tensiómetros nos pueden dar una buena idea de la hidrodinámica en la parcela.

            Hay tensiómetros con manómetro analógico tipo Soil-moisture de la casa EIJELKAMP. Tensiómetros de este tipo fueron utilizados por Weinzettel y Usunoff (2000) en el estudio de sus parcelas, aunque en este caso sufrieron problemas de congelación en los manómetros de esfera de modo que se perdieron más de dos meses de datos en la estación fría. También existen tensiómetros con transductor de presión como los SKT-600 de la casa SKYE. Los últimos fueron preferidos por J.Tuñón (2000) en sus trabajos con lisímetros. Los tensiómetros SKT-600 son muy sensibles a los cambios de temperatura diarios (Gonzalo et al., 1998, referido en Tuñón, 2000)), así que hay que protegerlos con tubos de PVC.

            Para colocar los tensiómetros se realiza un sondeo en la parcela hasta la profundidad deseada. Se satura el hueco con agua y cuando se haya infiltrado, se introduce con cuidado el tensiómetro. Con la misma tierra extraída del sondeo se hace una mezcla consistente con la que se rellena de nuevo el hueco. En la parte superior se coloca una anilla de goma, que va sujeta a la caña tensiométrica, para evitar el flujo vertical entre la caña del tensiómetro y la tierra.

            Los datos de los tensiómetros se recogen en un ordenador portátil que los almacena en un programa tipo Datalogger (Tuñón, 2000, usó un modelo Campbell Cr10X en el que almacenaba datos cada diez minutos)

Estación meteorológica. Es necesario que disponga de un pluviómetro automatizado, y que los datos puedan sera almacenados y recogidos cada intervalo de tiempo en soporte informático. Tuñón (2000) utilizó en su estudio una estación meteorológica de la casa METOS.

Estacíón de Bowen. Dispone de todos los instrumentos necesarios para determinar la evapotranspiración de modo automatizado por la tasa de Bowen. Incluso si vamos a realizar un balance hidráulico para determinar la evapotranspiración, puede ser una buena idea disponer de alguna Estación de Bowen o de un Evapotrón como referencia.

Evapotrón. Dispone de todas los instrumentos para hallar la evapotranspiración de modo automatizado por medio del método Eddy correlation. También se podría preparar un anemómetr, y un higrómetro de punto de espejo, además de un sensor que nos permita obtener valores para el gradiente de temperaturas.  

           

Sensores de flujo de calor. Nos permiten deducir el flujo de savia en un tallo, luego estudiando el área folial con un medidor de área folial podemos deducir la transpiración en mm de agua. Una compañía que construye sensores de este tipo es la DINAMAX INC. (Houston, EEUU). Este tipo de sensores está especialmente indicado para parcelas experimentales cuyo fin sea el cálculo de transpiración en cultivos, o en diversos tipos de vegetación.

Generadores de lluvia,  maquinas de riego por aspersión y sistemas de riego. En las parcelas experimentales todas las características deben asimilarse en lo posible a los procesos que tienen lugar en la naturaleza. Por eso existen máquinas adecuadas para suministrar las entradas de agua en la forma conveniente. Puede interesar que el riego sea lo más homogéneo posible, y para ello podemos usar este tipo de máquinas. 

             

            A veces puede ser interesante estudiar como afecta el riego, en sus diversas modalidades, por goteo, o por inundación, al balance hídrico. El riego por inundación es bastante homogéneo y el agua se infiltrará verticalmente cubriendo todo el suelo. El riego por goteo supondrá una franja de humedad alrededor del gotero. En este caso habrá gradientes horizontales de humedad que deben ser estudiados con los sensores adecuados.

Soportes informáticos. Las enormes series de datos que hay que manejar en este tipo de investigaciones, hacen necesario recurrir a programas tipo Datalogger.

Rejillas y grava. Para facilitar el drenaje en profundidad a veces se sitúa bajo el relleno, en lisímetros una capa de grava y una rejilla de separación.

            En el hipotético caso de que se quieran estudiar los balances iónicos del agua de entrada y salida del lisímetro, hay que tener mucho cuidado con los materiales de la rejilla y de las gravas. Estas, así como los diversos aparatos del lisímetro, no deben oxidarse ni cambiar iones incontroladamente. Por lo tanto la rejilla no debe ser de hierro ni otro metal parecido, sino que será de materiales artificiales químicamente inertes, que resistan el paso del tiempo

Repisas laterales. Para evitar flujos preferenciales en las cercanías de las paredes de un lisímetro se pueden colocar repisas que impidan la infiltración en estas zonas.

           

 

CONCLUSIONES

            A lo largo de este trabajo hemos visto cuatro métodos, con muchísimas variantes posibles, que nos permiten tomar medidas empíricas sobre la cuantía de la evapotranspiración en un terreno. Éstos son el balance hídrico, balance de radiación (BREB), método de los perfiles, y  método del flujo turbulento de humedad (Eddy correlation).

            A distintas escalas se puede estudiar la evapotranspiración en cuencas experimentales, parcelas experimentales, y lisímetros. En los tres casos es aplicable el balance hídrico, pero la imprecisión y la complejidad aumentan con la magnitud del terreno estudiado. Los otros tres métodos sólo se pueden aplicar en parcelas experimentales o en lisímetros.

            Las posibilidades de experimentación en parcelas y lisímetros son prácticamente infinitas, quedando en manos del científico el evaluar los distintos tipos de suelo, las influencias del clima, la influencia de los cultivos o la vegetación de la zona, las formas de riego, la hidrogeoquímica de las aguas, las validaciones de métodos y modelos matemáticos,.... Para la aplicación de estos métodos existe una alta variedad de instrumental en el mercado.

            Los estudios en parcelas experimentales suelen enfocarse a los siguientes campos de investigación:

- Investigación de los procesos de evaporación, transpiración, y/o evapotranspiración en sentido estricto, para la puesta a punto de nuevo instrumental, nuevos métodos y modelos matemáticos, y su validación.

- Investigaciones relacionadas con cultivos agrícolas o silvícolas, tanto en lo relativo a la naturaleza de los suelos, a los requerimientos de agua en relación con las variables climáticas, así como a planificación y modalidades de riego.

- Investigaciones relacionadas con el cálculo de la recarga y las reservas acumuladas en los acuíferos, para lo que es necesario estimar tanto la infiltración eficaz, como las posibles salidas por evapotranspiración.

- Investigaciones relacionadas con la estimación de balances hídricos generales de cuencas amplias, con la posible obtención de conclusiones sobre escorrentía, erosión, infiltración, etc...  

            Hay que tener en cuenta que la naturaleza microclimática del proceso de evapotranspiración, condiciona siempre la validez de los datos obtenidos en parcelas experimentales, y su posible extrapolación a áreas más amplias es problemática y ha de ser contrastada. Considerando esto,  hay que buscar la representatividad de la parcela escogida, tratando de que las estructuras, los materiales, la cubierta vegetal y las características climáticas sean comunes con el área a extrapolar. Además, hay que conseguir homogeneidad en las características dentro de la propia parcela, para que los resultados sean comparables y aplicables a un modelo concreto de terreno.

TEXTOS CONSULTADOS Y REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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