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Cátedra de Climatología Agrícola -2009- 1

UNIVERSIDAD NACIONAL DE ENTRE RÍOS FACULTAD DE CIENCIAS AGROPECUARIAS CÁTEDRA DE CLIMATOLOGÍA AGRÍCOLA

2010

UNIDAD 7: Ciclo hidrológico. Evaporación. Evapotranspiración. Cálculo de la Evapotranspiración según el método de Penman modificado por FAO. Medición de la evapotranspiración y de la evaporación. Estimación de ETP a partir de datos de tanque. Almacenaje de agua en el suelo. El balance hidrológico. Necesidades de agua de los cultivos. Efectos de la vegetación sobre el balance hídrico. Estimación de componentes del balance hídrico Medición. Instrumental EL AGUA EN LA ATMOSFERA

Se puede decir que muchos cambios del tiempo son sencillamente cambios de estado del agua que se encuentra presente en la atmósfera. Dentro de los límites normales de temperatura, el agua puede existir en cualquiera de sus estados, sólido, líquido y gaseoso. Así, normalmente y en condiciones atmosféricas normales el agua se presenta como: • Sólido (hielo) a temperaturas inferiores a 0°C y al fundirse, absorbe el calor latente de fusión que es igual a 80 cal/gr. • Líquido, entre 0° y 100°C, a temperaturas inferiores e incluso tan bajas como -40°C puede continuar en este estado como pequeñas gotitas sobreenfriadas, siempre y cuando no entren en contacto con sólidos –o con núcleos de condensación-.. • Gaseoso, más conocido como vapor de agua, que puede existir bajo todas las temperaturas normales.

En cuanto a su densidad, varía con la temperatura teniendo su máximo a los 4°C, característica que impide el congelamiento de las aguas profundas en ríos y lagos. El agua es una substancia abundante aunque irregularmente distribuida en la naturaleza, cuyo movimiento constante entre la superficie terrestre y la atmósfera, debido a la energía proveniente del sol, se conoce como ciclo hidrológico. En la figura 1 se ve que fundamentalmente la incorporación de agua en la atmósfera - en forma de vapor- se debe a la evaporación del agua de mar (41 %), de suelos húmedos (13 %), del agua interceptada por los vegetales y superficie continental (10 %) y Evapotranspiración (45 %) desde la superficie terrestre y a su vez, la pérdida de agua atmosférica se da por condensación y precipitación. F. Sazón y R. Barber (2005) consultores de FAO sostienen que ‘La comprensión del ciclo hidrológico es esencial para el manejo eficiente del agua de lluvia y del agua del suelo’ (http://www.fao.org/docrep/008/y4690s/y4690s06.htm#bm06).


Figura 1: Esquema del Ciclo hidrológico.

La molécula de agua es eléctricamente neutra, pero al tener distribuidos asimétricamente sus

electrones hace que tenga un comportamiento dipolar, es decir un extremo con carga positiva (extremo del hidrógeno) y el otro con carga negativa (extremo del oxígeno).

Figura 2: Estructura molecular del agua

Entre las moléculas de agua se establece una reacción entre el átomo positivo de hidrógeno de una y el átomo negativo de la otra, formando lo que se conoce como puentes de hidrógeno. Este tipo de unión, en el que el agua puede permanecer unida en cantidad ilimitada, es un enlace más débil que el covalente. Es ésta característica de los enlaces moleculares del agua lo que le da la aptitud de formar puentes de hidrógeno con otras sustancias o superficies con cargas eléctricas (núcleos de condensación).

Se habla de saturación de un espacio de aire con vapor de agua, cuando por efecto de la temperatura en el líquido, las moléculas de agua con movimiento cercanas a la superficie tienden a escapar al espacio adyacente. Algunas de estas moléculas vuelven a ser absorbidas por el agua líquida. Existe un equilibrio a temperatura determinada cuando el flujo de las moléculas que escapan son iguales a las absorbidas, por lo que el vapor de agua en el sistema considerado se mantiene constante y se dice que el espacio está saturado. Se puede deducir la densidad de vapor de agua conociendo la presión y la temperatura del sistema.

e = pw Rw T e = presión de vapor de agua pw= densidad del vapor

Rw=cte. de los gases para el vapor de agua 4,62 x 102 cm2seg-2 grado-1

La humedad absoluta, también conocida como concentración del vapor es la cantidad de humedad contenida en el aire (densidad del vapor de agua) en gramos por centímetro cúbico. La relación entre la densidad real y la que se necesitaría para saturar el aire en un espacio considerado –a igual temperatura- se llama humedad relativa y se expresa en porciento. Es decir, para hallar la cantidad de agua contenida en la atmósfera se debe conocer la humedad relativa y la temperatura. El aire muy seco de un desierto con una humedad relativa del 5 %, puede contener a igualdad de volumen, más agua que el aire ártico muy frío y saturado de humedad.

Otra medición muy relacionada con la humedad atmosférica es la del punto de rocío. Es la temperatura para la cual el aire, sin modificar su contenido de humedad quedaría saturado. Según la definición de saturación, la temperatura determina únicamente la concentración del vapor para la saturación. Por lo tanto a partir del punto de rocío se puede determinar el vapor presente en la atmósfera y viceversa. La denominación de punto de rocío se deriva indudablemente del hecho de que al enfriarse el aire por la tarde hasta dicho punto, comienza a formarse el rocío.


Figura 3: Espacio saturado de humedad. Se puede relacionar la humedad y la masa del aire mediante: humedad específica = masa del vapor de agua .

masa del aire seco y vapor de agua a su vez por las leyes de Charles y Boyle

humedad específica = 0.622 e / p

siendo: p la presión del aire y 0,622 la relación del peso molecular del agua con respecto al del aire.

Figura 4: Relación de mezcla de saturación.


La relación de mezcla (w) difiere de la humedad específica según:

relación de mezcla = masa del vapor de agua masa del aire seco

Como la masa del vapor de agua equivale generalmente a menos del 2% de la masa total y casi nunca supera el 4%, la diferencia entre las dos medidas vistas es insignificante. Ninguna de las dos medidas varía cuando la masa de aire se expande o se contrae, es decir permanecen invariables durante algunos procesos. Característica por la cual la mezcla y la humedad específica permanecen constantes durante los movimientos de ascenso o descenso del aire atmosférico o al calentarse o enfriarse siempre que no exista evaporación o condensación.

La humedad del aire se expresa generalmente como déficit de saturación (ea - ed) en milibares o hectopascales y es una medida del poder evaporante o capacidad de absorción del aire respecto al vapor de agua.

La humedad del aire debe medirse varias veces al día, aún cuando la presión real de vapor del aire es un elemento constante en áreas homogéneas y lejanas al mar. Puede expresarse como:

• Lecturas de temperaturas en grados ºC de los termómetros seco y húmedo, mediante un juego de termómetros de ventilación natural o forzada;

• temperatura del punto de rocío en ºC, y • Humedad relativa RH mediante un higrógrafo de cabello.

En el primer caso se basa en que el descenso de temperatura depende de la cantidad de vapor de agua que contenga el aire.

El déficit de saturación es la diferencia entre la presión del vapor saturado (ea) y la presión real del vapor (ed) para la temperatura del aire que prevalezca en el sistema. Es decir, al conocer la temperatura del aire, la presión de vapor de saturación (ea) puede obtenerse de tablas, y la presión real de vapor (ed) según la fórmula:

ed = ew - a . p . (Td - Tw) milibares o Hpa dónde:

ew = presión de vapor de saturación a la temperatura del termómetro húmedo (no a la T prevaleciente en el aire)

Td y Tw = temperaturas en seco y húmedo en ºC, p = presión barométrica del aire en mb para latitudes dadas, y a = constante psicrométrica que depende del tipo de ventilación del termómetro húmedo. En cuanto a la humedad relativa expresada en porcentajes, se obtiene a partir de los datos de los termómetros seco y húmedo según la expresión: HR = 100 . ed/ea

normalmente la humedad relativa media se obtiene de la expresión: RH media = (RH max + RH min)/2 También pueden expresarse valores separados para el día y la noche y el promedio de

estos valores representa el valor medio correspondiente al día.|

EVAPORACIÓN - EVAPOTRANSPIRACIÓN Evaporación es el cambio de estado del agua de líquido a vapor. Es la emisión de vapor de agua a la atmósfera por una superficie húmeda (en estado sólido o líquido), a temperatura por debajo del punto de ebullición. En la naturaleza y para nuestro sistema tierra-atmósfera, la evaporación consume buena parte de la energía solar incidente y por lo tanto forma parte del equilibrio calórico.

Para la evaporación desde una superficie libre de agua (ríos, lagos)se necesita energía que provea calor latente de vaporización y algún mecanismo de renovación del vapor de agua formado bajo condiciones determinadas de temperatura, presión de vapor, viento, tamaño de la superficie evaporante, impurezas, etc.

En una masa de agua a una determinada temperatura, las moléculas de agua se encuentran unidas por una fuerza de cohesión que determina su estado líquido, en tanto en la película superficial existe una tensión que impide su liberación. Sin embargo, en virtud del estado de continua agitación y colisión de las moléculas de agua, es posible que aquellas que se hallan


cercanas a la superficie, y con velocidades superiores al promedio, venzan las fuerzas de cohesión y tensión superficial y se incorporen como vapor de agua a la atmósfera.

La pérdida de energía calorífica que se llevan las moléculas de agua evaporadas es el calor latente de vaporización que decrece aproximadamente de 600 cal a 0ºC a 540 cal a 100ºC. Es decir, cuando el agua se evapora, en el líquido no evaporado la temperatura disminuye, se enfría.

A su vez, si se aumenta la temperatura del agua, la energía agregada incrementa la evaporación, lo que da un mayor número de moléculas de agua en el aire hasta conseguir su equilibrio o saturación. De manera inversa sucederá si disminuimos la temperatura del agua evaporante.

La proporción o razón de la evaporación varía en forma directamente proporcional a la diferencia entre la presión de saturación a la temperatura de la superficie líquida y la presión del vapor de agua que prevalece en el aire.

Para una localidad dada, la evaporación muestra menos variación de un año a otro que la que acusa la lluvia. Su variación anual puede oscilar entre un 10 % en climas húmedos tropicales y un 25 % en climas continentales centrales, dependiendo principalmente del grado de nubosidad. Las variaciones mensuales de un año a otro tienden a ser mayores y se hallan estrechamente ligadas con las variaciones típicas en las condiciones meteorológicas. Sobre todo en regiones con estaciones seca y húmeda, el mes de transición experimentará una considerable variación según la lluvia se adelante o se retrase.

En cuanto a los valores diarios pueden variar mucho, presentándose los valores bajos en días lluviosos, húmedos, nublados y de aire en calma y los valores altos en días secos, soleados y ventosos.

Conocer los datos medios mensuales de evaporación es importante fundamentalmente en las zonas de riego artificial. La medición de la evaporación no es fácil. Experimentos cuidadosos y realizados en condiciones especiales pueden dar a conocer la proporción de evaporación, pero no siempre son reales.

En los procesos que se dan en el ciclo hidrológico, es necesario definir un proceso de evaporación que producen los vegetales, el llamado transpiración y se define como: la pérdida de agua en forma de vapor a la atmósfera por los estomas, cutícula y lenticelas de la planta.

Entonces, la Evapotranspiración será la pérdida combinada de agua en forma de vapor, que contiene la evaporada directamente del suelo y la transpirada por las plantas, a la atmósfera.

A su vez, la energía con que está disponible en el suelo y el grado de cobertura vegetal de éste, limitan y diferencian dos formas de Evapotranspiración: • Evapotranspiración potencial (EP) es la máxima evaporación posible en un intervalo de

tiempo, bajo condiciones climáticas existentes, cuando el suelo se encuentra en su contenido óptimo de humedad (capacidad de campo) y cubierto totalmente con una capa vegetal de baja altura en activo crecimiento y cuyo albedo sea de alrededor de un 25 %. Según Thornthwaite (1948) "es la cantidad de agua que evaporaría un suelo y transpirarían las plantas si el suelo estuviera en su contenido óptimo de humedad y con cobertura vegetal completa", es decir que representa la máxima necesidad de agua de la planta.

• Evapotranspiración real o actual (ER) es la producida en condiciones reales, teniendo en cuenta que la cobertura vegetal no siempre es completa y que los niveles de humedad en el suelo son variables. De las definiciones se desprende que la EP depende únicamente de factores meteorológicos y

la ER además de la estructura y composición del suelo y la anatomía y fisiología de las plantas. A su vez hay que considerar que la evaporación desde suelo desnudo de vegetación, más la

transpiración estimada separadamente no es equivalente a la Evapotranspiración, considerada como un proceso único. Y por ende, una cantidad de agua menor se pierde por Evapotranspiración.

Penman y Schofield (1951) estimaron que el agua perdida por Evapotranspiración desde un cultivo de bajo porte, es menor que la que se pierde por evaporación desde una superficie libre de agua. Atribuyeron esto al cerramiento de los estomas durante la noche, a la resistencia que presentan los estomas a la difusión y la alta reflectancia o albedo de la vegetación, y en cuanto a la superficie libre de agua no presenta estos obstáculos y posee energía almacenada durante el día que le permite continuar el proceso por la noche. Neumann (1953) sostiene que la pérdida de agua


por Evapotranspiración potencial está alrededor del 75 % de la que se pierde por evaporación desde una superficie libre.

La Evapotranspiración real puede alcanzar valores iguales o menores a la Evapotranspiración potencial.

La Evapotranspiración consume energía. En consecuencia la cantidad de energía disponible al nivel del suelo y de la vegetación es un factor limitativo del desarrollo del proceso de la Evapotranspiración. Cuando una superficie extensa está en óptimas condiciones para evapotranspirar, la demanda energética de la atmósfera puede ser grande. En estas condiciones la Evapotranspiración aumenta hasta un máximo, dependiendo más de las características energéticas y dinámicas de la atmósfera que del tipo de suelo y vegetación de la superficie evapotranspirante.

El ritmo de la Evapotranspiración se verá afectado por la duración del día en general y la radiación en particular. Su periodicidad influye en la apertura y cierre de los estomas (principal medio transpirante) y por ende, con el acrecentamiento o reducción de la superficie transpirante. La EP se vuelve máxima hacia el medio de la jornada, cuando el balance de radiación es excedente, lo que se corresponde con el máximo déficit de saturación y frecuentemente al máximo de viento. El mínimo diario ocurre en horas de la noche (Figura 5).

En los meses estivales la demanda energética de la atmósfera se mantiene por muchas horas con el consiguiente aumento de la Evapotranspiración potencial (Figura 6). Las plantas sufren entonces un déficit hídrico sistemático durante el curso del día que exige la intervención de la regulación estomática. Figura 5. ET diaria en la estación Costa Grande 06-set-2010. Datos de la estación meteorológica automática de la Cátedra de Climatología Agrícola (Proyecto PICT 06-1221).

Figura 6. mensual en la estación Costa Grande Jun 2009 a May 2010. Datos de la estación meteorológica automática de la Cátedra de Climatología Agrícola (Proyecto PICT 06-1221).


Medición y estimación. Diversos medios, instrumentos y fórmulas empíricas han sido utilizados para medir y

estimar la evaporación y la Evapotranspiración. Los inconvenientes son fáciles de ver, ya que los diferentes factores ambientales, las

diferentes localidades, tipos de cultivos y suelos y procesos atmosféricos particulares hacen difícil la evaluación de regiones amplias y más aún estandarizarlas. A su vez, la instrumentación realizada para este fín (tanques, evapotranspirómetros, lisímetros) no han sido normalizados y su operación no ha sido continuada.

Se han desarrollado varias fórmulas de estimación: Penman 1948, Thornthwaite 1948, Blaney y Criddle 1950 y Papadakis en 1961 que exigen determinaciones muy precisas de los parámetros que las componen, en general difíciles de obtener. Estimación de la Evapotranspiración potencial según el método de Thornthwaite.

Thornthwaite relacionó: la temperatura media mensual, la Evapotranspiración calculada para meses standard de 30 días con 12 horas de luz para cuatro áreas diferentes de los EEUU. Y expresó esa relación según la ecuación donde se ve que la Evapotranspiración tiene una relación exponencial con la temperatura:

EP = c . t a dónde:

EP = Evapotranspiración potencial mensual expresada en cm t = temperatura media mensual en ºC a y c = coeficientes que varían según el lugar.

De este modo, como los coeficientes son hallados en función de observaciones en lugares

depende de las características climáticas de los mismos. Con climas cálidos no darían valores correctos para Evapotranspiración en zonas de climas fríos y viceversa. Posteriormente Thornthwaite desarrolló una ecuación general:

EP = 16 (10 . t)a I dónde:

EP = Evapotranspiración potencial mensual sin ajustar en mm t = temperatura media mensual en ºC I = Índice calórico anual ij = índice calórico mensual a = 0,00000067513 - 0,00007711 2 + 0,017921 - 0,49239 n=12

I = Σ ij i = 1

ij = (tj/5) 1,514 siendo ij = índice calórico mensual La fórmula de la EP sin ajustar para meses de 30 días y de 12 horas de heliofanía, deberá

serlo para las condiciones reales de días del mes con duraciones desde 28 a 31 días al igual que las horas de luz que varían con la latitud y fecha del lugar considerado. El coeficiente de ajuste se obtiene mediante la siguiente expresión:

j = Hj Nj = Hj . Nj 12 30 360

dónde: Hj = heliofanía astronómica para el día medio del mes j dividido por 12, que es la duración media para la que están calculadas las Epj sin ajustar. Nj = duración en días del mes j dividido por 30 que es la duración

del mes para la que está calculada la Ep sin ajustar.

A su vez, para calcular la EP según el método de Thornthwaite existe una forma analítica y una gráfica. Para lograr la estimación de la EP mediante el uso de las tablas, son necesarios los valores de temperatura media mensual y la latitud de la localidad. Los valores de Tm mensuales


son valores promedios de una serie de años. a) primero hallar el índice calórico anual, previa transformación de los índices calóricos mensuales mediante la tabla 1 "Conversión de la temperatura media mensual al índice calórico i". La suma de4 los 12 valores mensuales nos dará el Indice calórico anual. b) hallar la EP sin ajustar usando la tabla calculada por Thornthwaite y Mather, tabla 4 "milímetros de Evapotranspiración diaria sin ajustar para diferentes temperaturas medias y valores de I" Multiplicar por 30 los mm obtenidos de tabla para lograr los valores mensuales. En caso de temperaturas superiores de 26,5ºC se obtiene la EP mensual directamente de la tabla 2 "Evapotranspiración potencial mensual sin ajustar, temperaturas superiores a 26,5 ºC", dado que a partir de esta temperatura la EP sin ajustar es independiente del índice calórico anual. c) los valores de EP sin ajustar deben ser corregidos multiplicando cada valor de EP calculado por el coeficiente de ajuste correspondiente de la tabla 3 "Duración media del resplandor solar posible en el hemisferio sur expresado en unidades de 30 días de 12 horas cada uno", según latitud y mes considerado.

Estimación de la Evapotranspiración potencial mensual por el método de Penman según Frere 1972

Esta fórmula fue desarrollada por Penman para la estimación de la evaporación de una superficie libre de agua y la Evapotranspiración de un suelo cubierto de vegetación.

E= ∆ . Qn + γ (Ea) ∆ + γ

siendo: ∆ : gradiente de tensión de saturación en función de la temperatura en mb/ ºC γ : coeficiente psicrométrico. Qn: radiación neta. Ea: término advectivo.

Para obtener la Evapotranspiración potencial sobre la base de la Evapotranspiración calculada,

se aplican coeficientes que dependen de la duración del día. (f: varía de 0,6 a 0,8 según la época del año).

Una de las principales dificultades que presentaba el uso de esta fórmula era, además del número de factores meteorológicos considerados, el cómputo en sí mismo, especialmente si estos parámetros están expresados en unidades distintas. En este caso Michel Frere (1972) realizó una modificación de la fórmula original de Penman:

EP =Po/P . ∆∆∆∆/ γγγγ [0.75Ra (0.18 + 0.55 n/ N) - γγγγT4 K (0.56 – 0.079 √√√√ed) 0.10 + 0.90n/N] + 0.26 (ea - ed) (1,00 + 0.5U)

(Po/P . ∆∆∆∆/ γγγγ ) + 1,00

siendo: Rn: Radiación neta expresada en mm de agua evaporable 1mm/ 59 cal Po : Presión atmosférica media a nivel del mar (expresada en mb)

P: Presión atmosférica media en mb en función de la altura de la estación. ∆: gradiente de la tensión de saturación del vapor en función de la temperatura en mb por cada °C

γ: Coeficiente psicrométrico = 0,00066; vent. forzada y 0,0008 para ventilación natural ea: Tensión de saturación del vapor en mb ed: Tensión de vapor del período considerado en mb U: Velocidad media del viento a 2 metros de altura expresada en km/h. Debe aplicarse una corrección para llevar los datos de viento al nivel estipulado por la fórmula, pues los valores de velocidad media del viento están tomados a 10 m de altura. Suele utilizarse 0.78 como una aproximación. Nota: Los coeficientes del término advectivo varían según las unidades en que se mide la velocidad del viento.

Para la estimación de la Evapotranspiración sólo basta reemplazar los términos en la fórmula. Para este fin se adjuntan las N° 5 "Tensión de saturación del vapor ea en mb en función de T° C y N° 6 "Valores de Po/P . ∆/γ en función de T° y altura en m sobre o bajo el nivel del mar ", que dará ea y el término de Po ∆ / P γ respectivamente. Los términos restantes fueron calculados


en trabajos prácticos anteriores o figuran en los cuadros 1 y 2 como datos extraídos de las estadísticas climatológicas.

Cuadro 1: Datos de la altura sobre el nivel del mar de las distintas localidades.

Jujuy 1303 m

Pergamino 66 m

Corrientes 39 m

Balcarce 112 m

Cuadro 2: Datos de velocidad del viento (km/h tomados a 10 m de altura).

E F M A M J JL AG S O N D

Jujuy 6 6 6 6 6 7 7 8 7 7 6 6

Perga 11 9 10 8 10 11 11 12 14 14 11 11

Ctes 7 7 7 7 6 7 8 9 10 10 9 8

Brce 18 17 15 13 12 12 13 14 15 18 18 18

Cuadro 3: Localidad Jujuy

TÉRMINO ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO SET OCT NOV DIC

Po/P . ∆/γ Rn (1) 11,4 9,68 7,03 3,84 2,35 1,38 1,24 2,38 4,59 6,95 9,14 11,7

0,26(ea–ed).(1+0,15 U) (2) 2,78 2,21 1,89 1,78 1,63 1,34 2,01 3,14 3,6 3,87 3,56 3,46

Po/P . ∆/γ + 1 (3) 3,68 3,54 3,4 3,04 2,81 2,62 2,53 2,71 3,04 3,28 3,54 3,83

EP diaria = (1)+ (2)

(3)

3,8 3,76 2,62 1,85 1,41 1,04 1,29 2,03 2,69 3,30 3,59 3,96

EP mensual 120 94 81 56 44 31 40 63 81 102 108 123

Cuadro 4: Localidad Pergamino


Po/P . ∆/γ Rn (1) 12,18

10,10

6,20 2,68 0,81 0,21 0,23 1,01 2,71 4,86 8,49 11,32

0,26(ea–ed).(1+0,15 U) (2) 6,35 4,98 3,57 1,96 1,46 1,0 1,18 1,87 2,65 2,79 4,29 5,41

Po/P . ∆/γ + 1 (3) 3,58 3,44 3,19 2,76 2,40 2,25 2,17 2,25 2,48 2,66 3.08 3,44


(3)

5,18 4,38 3,06 1,68 0,95 0,54 0,65 1,28 2,16 2,88 4,15 4,86

EP mensual 160 123 95 50 29 16 20 40 65 89 124 151


Cuadro 5: Localidad Balcarce


Po/P . ∆/γ Rn (1) 9,65 7,89 5,02 1,85 0,30 - 0,17 -0.07 0,59 1.99 4,04 6,86 8,95

0,26(ea–ed).(1+0,15 U) (2) 7,19 7,57 3,60 2,02 1,3 0,98 0,99 1,51 2,16 3,12 4,86 6,08

Po/P . ∆/γ + 1 (3) 3,25 4,24 2,86 1,50 0,69 0,38 0,43 0,99 1,82 2,84 4,19 4,80


(3)

5,18 4,24 2,86 1,50 0,69 0,38 0,43 0,99 1,82 2,84 4,19 4,80

EP mensual 160 119 88 45 21 12 13 31 55 88 126 149

Balance Hidrológico Climático

Fue introducido por Thornthwaite en 1944 y usado como base para su nueva clasificación de climas de 1948. Es un balance climático porque utiliza valores estadísticos medios de precipitación y Evapotranspiración potencial. Por medio de la comparación de la marcha estacional de la precipitación media mensual con relación a la evaportranspiración, también media mensual, puede calcularse la magnitud de otros parámetros que se encuentran relacionados, tales como el exceso de agua, la deficiencia de agua, el almacenaje de humedad del suelo y el escurrimiento de agua mensuales.

Por utilizarse valores climáticos, promedios de una larga serie de años, los parámetros mencionados precedentemente reflejan también una situación hídrica media o normal del clima para el lugar considerado y su aplicación deberá extenderse exclusivamente a las condiciones naturales producida por la acción de los elementos meteorológicos a través del tiempo, por ejemplo el tipo de suelo y el tipo de vegetación natural. Su utilización también es adecuada para delimitar áreas geográficas para la implantación de cultivos,

Con respecto a la Evapotranspiración Potencial y la Precipitaciones mensuales, utilizadas en el BHC, corresponde hacer algunas aclaraciones. La EP representa la necesidad de agua y puede estimarse por una gran cantidad de métodos, que van desde los más simples que utilizan un solo elemento climático para su cálculo hasta los más complejos, en que intervienen numerosos componentes del clima. Con relación a la Pp mensual es donde seguramente se cometan los mayores errores pues la precipitación media no representa, por tratarse de un fenómeno aperiódico y discontinuo el valor más frecuente que puede esperarse, no obstante lo cual, el BHC constituye una herramienta relativamente sencilla y bastante confiable para el diagnóstico climático. Su empleo en la comparación del clima hídrico de distintas regiones se halla muy extendido. Es necesario recalcar que para efectuar el balance entre el agua que llega a la superficie y la pérdida por Evapotranspiración, hay que tomar en cuenta que el agua que llega al suelo no se almacena en un recipiente del cual puede evapotranspirar libremente sino que al penetrar en el suelo, entra a formar parte de un sistema disperso que la retiene de distinta forma según el tipo de suelo y la estructura del mismo. A su vez podrá ser llevada a la superficie según la profundidad de las raíces de la vegetación que cubre el suelo. Por ejemplo un suelo arenoso puede contener solamente de 10 a 20 mm. de agua por cada 30 cm. de profundidad, en tanto que un suelo de arcilla fina puede almacenar 100 o más mm. en esa misma profundidad. Las raíces de los cultivos hortícolas no penetran más que unos pocos cm., en tanto que los árboles superan el metro, de ahí que el agua contenida en los diferentes suelos estará disponible para evapotranspirar según, la profundidad de las raíces de los cultivos o vegetación considerada. De la combinación del contenido de agua máximo que puede retener un suelo en función de su tipo y estructura, así como la profundidad de las raíces, se han confeccionado tablas que indican el contenido máximo para cada caso y la retención que se produce a medida que el suelo se va secando ante demandas sucesivas de evaporación.


El contenido de humedad del suelo se puede expresar gravimétricamente o volumètrica. La humedad gravimétrica es la forma más básica de expresar la humedad del suelo y se entiende por ella a la masa de agua contenida por unidad de masa de sólidos del suelo. Frecuentemente se expresa en porcentaje (International Society of Soil Science):

Hg (%) = Masa de suelo húmedo – Masa de suelo seco . 100 Masa de suelo seco Hg (%) = M agua . 100 M suelo s donde: Hg = humedad de suelo (%) M agua= masa de agua (g) M suelo s = masa de suelo seco (g) La humedad del suelo también se puede expresar en base volumétrica usando la siguiente expresión: Hv (%) = Volúmen de agua en el suelo . 100 Volúmen total del suelo que puede escribirse como: Masa de agua__ Hv (%) =__Densidad del agua___ Masa del suelo Densidad aparente del suelo Hv (%) = Densidad aparente del suelo . Masa de agua . 100 Densidad del agua Masa de suelo Hv (%) = Densidad aparente del suelo . Hg . 100 (1) Densidad del agua La humedad volumétrica se puede considerar también como la lámina de agua contenida en una unidad de continuidad de suelo. Cuando es necesario conocer el contenido máximo de humedad del suelo, es decir, su capacidad máxima de retención de agua es preciso contar con datos de densidad aparente y humedad equivalente de cada horizonte.

A partir de la ecuación (1) es posible conocer dicha capacidad a través de la siguiente expresión:

Capacidad de retención (mm) = DA (g/cm³) . HE (cm³/g) h (cm) . 10 (mm/cm) donde: DA = Densidad aparente del suelo h = altura del horizonte en cm. HE = Humedad equivalente. Es la máxima cantidad de agua retenida por un suelo, después de haber drenado el agua gravitante bajo la fuerza centrífuga de 1000 .g durante 30 minutos. HE = HG (máxima) = masa de agua . volúmen de agua Densidad del agua masa del suelo masa de agua

HE = volúmen de agua masa de suelo Cuando se quiere expresar la humedad actual de un suelo en mm se reemplaza el valor HE de la ecuación, por el de humedad actual determinado por el método gravimétrico. Como resultado de los cálculos efectuados pueden resultar tablas de retención de valores reducidos (25 mm), hasta elevados (400mm), habiéndose calculado tablas para todas las retenciones intermedias.

Cálculo del Balance Hidrológico Mensual Climático

Conociendo la Evapotranspiración Potencial (EP), y la precipitación (P), mensual de un lugar, es posible efectuar el balance hidrológico en el que se presenta una serie de casos que se irán analizando a través de una planilla tipo que se considerará en cada una de sus líneas.


1. Evapotranspiración Potencial : (EP)

Se consignan los milímetros de EP obtenidos por cálculo mediante el empleo de las fórmulas correspondientes.

2. Precipitación: (P) Se consignan los valores obtenidos de las estadísticas climatológicas correspondientes.

3. Precipitación menos Evapotranspiración Potencial: (P –EP) = DP Para determinar los períodos de excesiva ó insuficiente humedad, es necesario obtener la

diferencia entre la precipitación y la Evapotranspiración potencial. Un valor negativo de P – EP= DP indica la cantidad de precipitación que falta para satisfacer las necesidades

potenciales de agua del área y su vegetación. Un valor positivo de P – EP indica la cantidad de agua que excede, la que en cierto período del

año sirve para la recarga de humedad del suelo y el escurrimiento. En la mayoría de las localidades hay una sola estación húmeda y otra estación seca. Por

eso es que hay una sola serie consecutiva de valores negativos y otra de positivos. En éstas localidades sólo existen dos posibilidades: a). El suelo llega a capacidad de campo al final de la época húmeda. Aunque exista una época seca (Σ Pp > Σ EP), la precipitación anual es mayor que la Evapotranspiración anual. En éste tipo de localidades el almacenaje de agua al final del período húmedo está siempre en capacidad de campo (Pe: Dolores, Provincia de Buenos Aires).

Dolores Buenos Aires, 1941*1960) CC = 300 mm

E F M A MY JN JL AG S O N D AÑO

EP 124 103 89 54 33 20 20 27 41 58 85 112 766

Pp 72 96 97 88 79 63 54 69 79 60 82 83 913

D P=Pp-EP - 52 - 7 8 34 46 43 34 33 38 2 - 3 - 29

ALM 226 221 229 363 300 300 300 300 300 300 297 269

∆ ALM - 43 - 5 8 34 37 0 0 0 0 0 - 3 - 28

ER 115 101 89 54 33 20 20 27 41 58 85 111 754

EXCESO 0 0 0 0 9 43 34 33 38 2 0 0 159

DEFICIT 9 2 0 0 0 0 0 0 0 0 0 1 12

b)El suelo no llega a capacidad de campo al final del la época húmeda

Por otra parte, en otras localidades como Vera (Provincia de Santa Fe), ubicadas en áreas relativamente secas, la precipitación anual es menor que la Evapotranspiración potencial anual, por lo que no es posible determinar de antemano el nivel de almacenaje de agua del suelo al final del período húmedo, pues depende de la distribución estacional de las precipitaciones.


Vera (Santa Fé, 1941- 1960) CC = 300 mm

E F M A MY JN JL AG S O N D AÑO

EP 167 131 110 68 44 30 31 37 54 81 107 145 1005

Pp 98 96 128 104 60 28 28 31 46 73 102 136 930

D P=Pp-EP -69 -35 18 36 16 -2 -3 -6 -8 -8 -5 -9

ALM 126 112 130 166 182 181 179 176 171 167 164 159

∆ ALM -33 -14 18 36 16 -1 -2 -3 -5 -4 -3 -5

ER 131 110 110 68 44 29 30 34 51 77 105 141 930

EXCESO 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0

DEFICIT 36 21 0 0 0 1 1 3 3 4 2 4 75

Las unidades de todos los valores están expresadas en milímetros.

Pruebas de Cierre: (valores anuales)

Σ EP = Σ ER + Σ Déficit

Σ Pp = Σ ER + Σ Exceso

4. Almacenaje

La humedad retenida en el suelo o humedad almacenada en el perfil puede calcularse por la metodología propuesta por Thornthwaite, de la siguiente manera:

• Asumiendo la existencia de la siguiente relación lineal:

d Alm

d DP

0 1 Alm/ Σ CC

Donde :

Alm = Almacenaje de agua en el suelo


DP = Déficit potencial = Pp – Ep.

CC = Capacidad de campo

Diferenciando dicha expresión según el procedimiento desarrollado por Sierra (1984), se obtiene: d Alm = Alm d DP CC

dDP = CC *d Alm = CC d (ln Alm) Alm e integrando DP, entre el mes considerado (t) y el mes anterior (t – 1): DP = CC * d ( ln Alm) DP = CC (ln Alm t - ln Alm t-1 ) En el cálculo de almacenaje de agua del suelo pueden darse dos situaciones generales en localidades con una época seca y una época húmeda.

A) Idem 3.a Al final del período húmedo, (Pp mensual > EP mensual), el suelo se encuentra a capacidad de campo, por ende, al último mes del período húmedo le corresponde dicho valor de almacenaje. A partir de ese momento y durante todo el período seco (Pp mensual < EP mensual), el almacenaje de agua en el suelo puede calcularse a partir del siguiente algoritmo derivado de la ecuación anterior.

ln Alm = ln Alm t-1 + DP CC

Almt = e ln (Alm t-1 ) + DP CC

Almt = Alm t-1 . e DP/CC

donde:

Almt = almacenaje en el mes considerado

Alm t-1 = almacenaje en el mes anterior

DP = Precipitación menos Evapotranspiración potencial en el mes considerado

CC = Capacidad de campo

Al finalizar el período seco, las precipitaciones mensuales comienzan a ser mayores que la evapotranspiración potencial mensual. Estos excedentes se van almacenando hasta que el contenido de humedad del suelo llega a la capacidad de campo. A partir de ese momento, todos los excedentes se transforman en excesos.

b) Idem 3 b.

Dado que la Pp anual es inferior a la EP anual al final del período húmedo el suelo puede no encontrarse en capacidad de campo y, por lo tanto, el almacenaje en el último mes de dicho período debe calcularse a partir del siguiente procedimiento:

Asumiendo:

Alm t = Alm S = almacenaje al final del período seco


Alm t-1 = Alm H = almacenaje al final del período húmedo

Puede derivarse una ecuación análoga :

Alm S = Alm H . e DP/CC (3)

Con DP la sumatoria de (Pp – EP) negativos (con su signo) durante el período seco.

donde:

Alm H = Alm S + R (4)

siendo R la recarga del suelo EP = (Pp – EP) positivos en el período húmedo.

Reemplazando (3) en (4) se obtiene:

Alm H = Alm H . e DP/CC + R

R = Alm H – Alm H . e DP/CC

R = Alm H ( 1 - . e DP/CC)

Alm H = ____ R ______ 1 - e DP/CC

Este valor correspondería al nivel de almacenaje de agua del suelo en el último mes del período húmedo.

A partir de este momento el procedimiento para calcular el almacenaje de los meses subsiguientes es similar a lo expuesto en 4 a.

5. Variación del agua almacenada por el suelo

Para calcular los milímetros de agua que proporciona el suelo en aquellos meses en que la precipitación no alcanza a las necesidades de la Evapotranspiración potencial, es necesario computar la variación de los milímetros de almacenaje mes por mes, que serán negativos en los meses con EP > Pp y positivos cuando va acumulando agua por adición de valores P – EP positivos, hasta llegar a la capacidad máxima de retención del suelo ej (300 mm). La variación del almacenaje es cero, en los meses en que el suelo se mantiene en su capacidad máxima de retención.

6. Evapotranspiración Real

Cuando la precipitación (P) es mayor que la Evapotranspiración potencial (EP), las demandas de agua son plenamente satisfechas por el suelo; entonces la Evapotranspiración real (ER), es igual a la EP.

Cuando la (P) mensual es inferior a la EP, el suelo comienza a secarse y la ER es menor que la EP. En estos meses, la ER es igual a la precipitación más la cantidad de agua cedida por el suelo, y en la columna correspondiente se anotarán los milímetros que se obtienen de sumar la precipitación más la variación del almacenaje sin considerar el signo; Ejemplos: en Dolores, los meses de marzo hasta octubre cuentan con P mayores a la EP, luego, las ER correspondientes, son iguales a las EP. Para los meses restantes, las ER se calculan sumando a la P, la variación de almacenaje sin considerar el signo; en enero, 72 mm más 43 mm. = 115 mm. de ER.


7. Exceso de humedad

Luego que el almacenaje de humedad alcanza los 300 mm. (o cualquier otra retención máxima de humedad que se considere), cualquier excedente de precipitación se considera como exceso de humedad, y se coloca en la columna mensual correspondiente.

8. Deficiencia de humedad

La deficiencia en milímetros existentes entre la EP y la ER son los milímetros de deficiencia de cada mes que por supuesto tendrá un valor de cero cuando la EP sea igual a la ER.

9.Casos especiales

Los casos con un período húmedo son los más comunes, pero pueden presentarse ejemplos diferentes: Por ejemplo en una localidad donde durante todos los meses la P es mayor a la EP.

BALANCE HIDROLOGICO DE SERIES TEMPORALES

Introducción: la cantidad de agua contenida en el suelo y disponible para los cultivos en un momento determinado, es un elemento de fundamental importancia para la planificación agrícola, sobre todo para la agricultura de secano.

La importancia agronómica del conocimiento sobre las variaciones temporales y regionales del agua contenida en el suelo, llevó a la comisión de Agrometeorología de la OMM a recomendar su medición periódica y continuada. Sin embargo, las dificultades técnicas involucradas en tal medición han impedido, hasta el momento disponer en el país de series observacionales suficientemente extensas y para lugares suficientes como para efectuar con ellas una agroclimatología regional del agua edáfica.

Debido a la insuficiencia de mediciones directas de humedad del suelo, el nivel de variación del agua edáfica puede estimarse mediante el cálculo de balances hidrológicos.

Varios autores en todo el mundo han desarrollado diferentes metodologías y distintas unidades de tiempo para la estimación del balance hidrológico. Así por ejemplo, Thornthwaite y Mather (1955) proponen el balance climático, a partir de valores climáticos de temperatura y precipitación mensual y el balance hidrológico diario a partir de valores meteorológicos de temperatura y precipitación diaria.

En 1961 Mather comparó los valores de exceso y deficiencia de agua de algunas localidades, para escalas temporales diarias y mensuales observando su variabilidad.

Pascale y Damario en 1977, con una metodología similar a la propuesta por Mather, desarrollaron el balance hidrológico seriado (B.H.S.) también denominado meteorológico o mensual consecutivo, incluyendo la aplicación de cómputos estadísticos que permiten obtener una interpretación objetiva de los resultados, con una finalidad netamente agronómica.

Otros autores proponen balances de agua que toman períodos de tiempo menores. Por ejemplo Mc Cullogh 1965, propone el período semanal para el cálculo de balance de agua y en 1968 Slatyer proponen un balance hidrológico pentódico.

Es interesante señalar que a medida que va aumentando la unidad de tiempo (día, pentada, década, quincena, mes), también aumenta el error en la estimación del agua edáfica.

Se han realizado trabajos al respecto, Fortelay y Villagra (1983) y utilizando la metodología propuesta por Thornthwaite y Mather, donde se observó que a medida que se aumenta la unidad


de tiempo, mayor es la subestimación de la humedad real del suelo. Esto último se debe fundamentalmente a la mecánica intrínseca del modelo de balance, que considera como humedad entrante en el suelo, a la cantidad de agua que proviene de la diferencia precipitación – Evapotranspiración potencial de la unidad de tiempo considerada, y al hecho de que las precipitaciones no se reparten en forma equitativa durante todos los días del período, sino que en general, hay unos pocos días con precipitación y el resto carece de ella.

En otras palabras, si analizamos el caso de un balance hidrológico diario, el valor de la precipitación de cada día (si no hay precipitación, ésta es cero) se le sustrae el valor de la Evapotranspiración potencial de ese día, lo cual es lógico, ya que es normal suponer que durante un día de lluvia suficiente, se evapore de la misma toda la cantidad de agua que demande la atmósfera, mientras la precipitación aún no ha penetrado en el suelo. En los días sin precipitación el suelo va cediendo agua para satisfacer la demanda atmosférica en forma proporcional al contenido de humedad del mismo (cuando está en capacidad de campo el agua cedida es igual a la demanda atmosférica y va disminuyendo a medida que el suelo se va secando).

Si por el contrario analizamos un balance con período mensual, al valor de precipitación mensual se le sustrae la Evapotranspiración potencial de ese mes (acumulada para el mes). con lo cual se estaría realizando el balance para el último día del mes. Sin embargo para valores de precipitación y Evapotranspiración mensual idénticos en dos meses diferentes, podría ocurrir que en un mes la precipitación ocurrió durante los últimos días del mes, por lo que el suelo se fue secando desde el principio del mes hasta la ocurrencia de dichas precipitaciones; por el contrario en el otro mes podría haber precipitaciones acumuladas en los primeros cinco días del mes, con lo que el suelo fue recargándose de agua (e incluso pudo haber excesos) y desde el día seis hasta el fin de mes al no haber precipitaciones, el suelo se fue desecando.

Como puede verse las situaciones son totalmente distintas (y podría haber infinidad de casos más) sin embargo para la metodología propuesta por el B.H.S. no hay diferencias y el resultado final es único.

En balances hidrológicos con períodos de tiempo intermedios (pentádicos, decádicos, quincenales) la situación es intermedia entre el diario y mensual consecutivos.

Se puede concluir en tal sentido, que a medida que aumenta la unidad de tiempo considerada, mayor es la subestimación de los resultados obtenidos, y que se hace aún más importante cuando la localidad o el mes elegidos son de balance más negativo y a medida que la cantidad total de lluvia del período se concentra en pocas precipitaciones.

Balance hidrológico seriado de Pascale y Damario 1977.

Escala espacial: el balance hidrológico climático produce resultados que, siendo útiles para la caracterización climatológica de las grandes regiones fitogeográficas o de los suelos regionales, no pueden resolver los problemas planteados por aquellas aplicaciones donde se exige el conocimiento de las distintas probabilidades mensuales de ocurrencia de situaciones en exceso o deficiencia.

Si bien es cierto que la realización de balances consecutivos para unidades de tiempo menores al mes produciría resultados mucho más ajustados, la dificultad en la obtención de material meteorológico los hace poco aplicables; de allí la utilización de BH mensuales consecutivos o BHS.

Así el balance hidrológico climático se lo debe ubicar en escala macroclimática, el BHS en una escala mesoclimática, mientras que para situaciones puntuales o microclimáticas, se deben utilizar balance diarios, teniendo en cuenta la precipitación efectiva, agua útil, etc.

La utilización del balance hidrológico seriado con sus expresiones cuantitativas referentes a


la probabilidad mensual de ocurrencia de distintas situaciones hídricas, resulta de gran valor para la resolución de aspectos agrometeorológicos tales como: planificación de labores culturales, manejo del suelo, rotaciones, manejo de pasturas, pronósticos de rendimientos, régimen de sequías e inundaciones, uso y dotación de maquinarias agrícolas.

Limitaciones del BHS: Un balance hidrológico es el resultado de la interacción entre la disponibilidad de agua (la precipitación mensual en el BHS) y las necesidades de agua (dada por la Evapotranspiración potencial ).

Sin embargo, la precipitación PP es un valor que no puede considerarse en su totalidad como aporte de agua en el suelo. Su eficiencia, dependerá del volumen e intensidad de cada PP y del estado de humedad existente en el suelo en el momento de su ocurrencia, por lo que el total mensual puede estar afectado por las pérdidas debidas al escurrimiento superficial y también profundo. Para las PP diarias, existen correcciones que demostraron eficiencia en los cálculos de balance hidrológicos diarios, pero que no pueden aplicarse a balances mensuales.

Otra fuente de error que se produce al aplicarse el BHS en estudios agroclimáticos de áreas extensas, es la variabilidad propia de los suelo, con respecto a la capacidad de almacenaje máxima de agua, con relación al grado de penetrabilidad de las raíces y la curva de desecamiento.

Como en estudios de carácter agroclimáticos es prácticamente imposible evaluar las diferencias edáficas en áreas de reducida extensión, es práctica común estimar una capacidad de campo media, una profundidad radicular uniforme y una curva de retención lineal como promedio entre suelos franco-arcillosos y franco-arenosos.

Metodología para el cálculo del BHS: para realizar un BHS es necesario disponer de los valores mensuales de precipitación y Evapotranspiración potencial , de una serie de 30 o más años, extensión esta que permite suponer la inclusión de todas las combinaciones posibles entre los términos del balance.

Dado que las series de Evapotranspiración potencial presentan generalmente una distribución normal acorde con la distribución de temperaturas medias mensuales y a que presentan un rango de variación poco acentuado, es posible calcular el BHS en aquellas localidades que, disponiendo de extensas series de PP mensuales, carecen de registros simultáneos de temperaturas o sólo posee para períodos reducidos, calculando la Evapotranspiración potencial mensual media, (sobre la base de temperaturas mensuales medias) y manteniéndola invariable a través de todos los años de la serie, resultando entonces que las variaciones en el balance de agua dependerán exclusivamente de las fluctuaciones de la PP.

La aplicación de esta forma de cálculo, aconsejable sólo en los casos de ausencia o insuficiencia de series de temperaturas mensuales, ocasiona errores de alrededor del 10 % que no son altamente significativos en estudios agroclimáticos, y que están por debajo del error intrínseco del método, y muy por debajo de la variabilidad de la PP.

La metodología del BHS obtiene el almacenaje correspondiente de un mes a partir del almacenaje del mes anterior y la necesidad y aporte de agua (EP y PP respectivamente) del mes considerado. Sin embargo cuando se comienza con el balance, salvo casos excepcionales de tener mediciones de humedad del suelo, no se cuenta con el valor de almacenaje inicial, por lo tanto, se puede comenzar el cómputo de dos formas:

• se inicia el balance en un mes o serie de meses del primer año en que la PP supere holgadamente a la Evapotranspiración potencial, permitiendo suponer que en ese o esos meses se ha sobrepasado la capacidad máxima de almacenaje en el suelo.

• para situaciones donde falten PP mensuales suficientemente elevadas, puede recurrirse al arbitrio de comenzar a computar el balance tomando como almacenaje de agua para el primer


mes de la serie al 50 % del almacenaje máximo, con la seguridad de que la mecánica del balance corregirá el posible error inicial. La corrección se consigue en un lapso inferior a los 24 meses aún en localidades muy secas, por lo cual es necesario despreciar los dos primeros años de resultados.

Luego se continúa con el balance mes a mes, considerando que el almacenaje del mes de diciembre de cada año constituye el antecedente para continuar con el mes de enero del año siguiente.

El valor del almacenaje del mes t se obtiene sumando al almacenajes del mes t-1 el valor de la diferenciada de la precipitación y Evapotranspiración potencial (PP –EP) si ésta es positiva. Por el contrario si esta diferencia es negativa, el almacenaje del mes t se calcula:

Alm t = Alm (t-1). e (PP-EP/CC)

se continúa luego con el mes siguiente de la misma manera de acuerdo al valor de PP-EP hasta completar todos los años de la serie. La ER, el déficit y el exceso de agua se obtienen de la misma forma que en BH Climático.

Con una serie ininterrumpida de por ejemplo 30 años, serán 360 los casos mensuales analizados y se contará con 30 valores de ER, deficiencias, excesos y almacenajes de cada mes.

Determinación de situaciones hídricas probables: comprende a los excesos, las deficiencias y a los equilibrios que corresponde a aquellos meses que presentan valores nulos de excesos y deficiencias de agua.

Para interpretar la distribución mensual del conjunto de las situaciones hídricas y poder calcular probabilidades, se debe ordenar la serie desde la mayor deficiencia al mayor exceso y se procede al cálculo de probabilidades mediante el uso de perceptibles.

Con los resultados obtenidos se puede graficar la probabilidad de ocurrencia en función de las situaciones hídricas. La forma de la curva es similar a la que puede observarse en la figura 1.

Variación anual de la situación hídrica: se puede analizar sí se grafican las situaciones hídricas para los distintos niveles de probabilidad, en función de los meses del año. Los niveles de probabilidad comúnmente elegidos son: 20 %, 50 % y 80 %, que corresponden al primer quintil, al valor mediano y al cuarto quintil respectivamente, con un período de recurrencia de una vez cada 5 años, uno de cada 2 años y cuatro de cada 5 años. Un ejemplo de este gráfico se visualiza en la figura 2.

Interpretación de los resultados: la ejecución del BHS se realiza normalmente por computadora, por lo tanto el usuario cuenta con un listado (cuyo modelo puede visualizarse en las páginas siguientes) en dónde la interpretación del mismo asume la mayor importancia. En dichos listados se pueden observar los valores mensuales medios de EP y los valores mensuales meteorológicos de PP y sus probabilidades de ocurrencia y para una lámina de 300 mm aparecen las estimaciones correspondientes al almacenaje, ER, Evapotranspiración relativa y situaciones hídricas con sus respectivas probabilidades de ocurrencia.

Tomando las situaciones hídricas de la localidad de Pergamino se puede concluir por ejemplo:

• Hay un 5 % de probabilidad de que existan deficiencias iguales o superiores a 12 mm en el mes de mayo, o que 19 de cada 20 años en mayo habrá deficiencias inferiores a 25 mm o equilibrios o excesos.


• Hay un 50 % de probabilidad de que haya deficiencias de hasta 9 mm en enero o que uno de cada 2 años es dable esperar deficiencias de 9 mm o mayores , o que 1 de cada 2 años haya para ese mes deficiencias inferiores a los 9 mm o equilibrios o excesos.

hay un 80 % de probabilidad de que sucedan deficiencias, equilibrios o excesos menores o iguales a 44 mm en marzo, o que 4 de cada 5 años se registren deficiencias, equilibrios o excesos de agua de hasta 44 mm, o que 1 de cada 5 años los excesos sean superiores a los 44 mm.

• También se puede resolver problemas siguiendo el cambio inverso.

• ¿Con qué probabilidad se darán deficiencias mayores o iguales a 19 mm. en el mes de enero

Respuesta: 30 %

¿Que probabilidad existe de que haya excesos superiores a 16 mm. en el mes de enero?

Respuesta: Prob > 23 mm. = 1 - Prob < 23 mm.

Prob = 1 - 0,85 = 0,115 15%

Intensidad, estacionalidad y persistencia de las sequías

Desde el punto de vista ecológico y agrícola, la sequía es un fenómeno complejo que no puede caracterizarse solo por las condiciones atmosféricas. No obstante ello la sequía para un vegetal podría definirse como la disminución del flujo de agua en sus tejidos afectando sus procesos fisiológicos indispensables para su crecimiento y desarrollo por ello el agua disponible para la vegetación en el área de las raíces es un elemento decisivo en la expresión del fenómeno.

El balance hidrológico climático permite determinar la intensidad media de las sequías, si las hubiera y su estacionalidad pero nada nos dice de su persistencia y variabilidad.

El balance hidrológico seriado, al considerar valores meteorológicos mensuales de Evapotranspiración potencial y precipitación nos permite estudiar esa variabilidad y persistencia.

Aquí pueden definirse sequías relativas y también periodos húmedos relativos.

Se podrán clasificar las sequías y períodos húmedos relativos de la siguiente forma:

- mes seco: cuando el almacenaje de un mes es inferior al valor de almacenaje de ese mes para una probabilidad del 20 %.

- mes muy seco: cuando el almacenaje de un mes es inferior al valor de almacenaje de ese mismo mes para una probabilidad del 5 %.

- mes húmedo: cuando el almacenaje de un mes es superior al valor de almacenaje de ese mismo mes para una probabilidad del 80 %. Si ese valor de almacenaje de agua para una probabilidad de 80 % es igual a la capacidad de campo, se deben usar los excesos de agua.

- mes muy húmedo: cuando el almacenaje de un mes es superior al valor de almacenaje de ese mismo mes para una probabilidad del 95 %, es igual a la capacidad de campo , se deben usar los excesos.

También pueden definirse períodos secos y húmedos o muy secos y muy húmedos, cuando se presentan meses consecutivos secos o húmedos y muy secos y muy húmedos.

Sin embargo la probabilidad de encontrar dos meses secos o muy secos, húmedos o muy


húmedos es mucho menor que el encontrar uno solo.

La probabilidad disminuye al aumentar el número de meses del período.

Esto se debe a que son probabilidades condicionales (por ej. la prob. de tener un febrero seco, si el mes de enero fue seco).

Si graficamos las frecuencias de ocurrencia en función del número de meses del período (seco, muy seco, húmedo, muy húmedo) daría una gráfica del tipo "j" ( Fig. 3), es decir que es más probable encontrar períodos secos (o muy secos, húmedos o muy húmedos) de un mes que par períodos mayores de un mes.

Debe destacarse que para obtener una gráfica lo suficientemente representativa se requiere un Balance Hidrológico Seriado de muchos años (no menos de 100 a 200 )pues debe recordarse que solo se trabaja con los valores de almacenaje inferiores al 20 % y 5 %de probabilidad para períodos secos o muy secos respectivamente, con lo cual la serie se reduce en 5 veces (para el 20 %) o en 20 veces (para el 5 %).

Humedad del suelo y crecimiento de las plantas

El rol de la humedad del suelo en el ciclo hidrológico debe ser evaluado correctamente, para la más amplia comprensión de las interrelaciones entre la temperie y el crecimiento de las plantas. Tales estudios son de importancia práctica, puesto que sus resultados pueden ser aplicados a muchos problemas agrícolas sensibles a las condiciones ambientales (temperie), donde la humedad es de fundamental importancia para explicar las variaciones en los productos agrícolas, la estimación de rendimiento de los cultivos sobre una base previa a la cosecha, y la definición de zonas agroclimáticas.

Casi todos los procesos que ocurren en las plantas se ven afectados por el agua. Pueden distinguirse cuatro funciones principales en las que el agua juega un papel muy importante:

a) el agua es el constituyente principal del tejido vegetal fisiológicamente activo;

b) el agua es un reactivo en la fotosíntesis;

c) el agua es el solvente en el cual las sales, azúcares y otras materias solubles se

mueven de célula en célula, y de una parte a otra de la planta;

d) el agua es un elemento esencial para la turgencia de la planta, necesaria para el

agrandamiento y crecimiento de las células.

Al examinar la relevancia fisiológica de las relaciones internas del agua en el rendimiento de los cultivos, Statyer (1969) afirmó que solo se pueden hacer dos grandes generalizaciones válidas:

1) en la mayoría de los cultivos, el crecimiento y desarrollo avanzan totalmente inalterados y el rendimiento del cultivo es máximo solo cuando se mantiene un nivel de agua alto a lo largo de toda la vida del cultivo.

2) los efectos nocivos de las deficiencias de agua son generalmente más pronunciados en tejidos y órganos que se hallan en los períodos de desarrollo y crecimiento más rápidos.


Del segundo punto podemos deducir que hay períodos de crecimiento en que hay relativamente mayor o menor sensibilidad a la deficiencia hídrica, en lo que concierne a el

rendimiento económico de los cultivos.

Determinación de las propiedades agrohidrológicas del suelo

Cada suelo tiene ciertas propiedades físicas y de agua las cuales influencian la cantidad de agua que se conserva en el suelo, su movilidad dentro de él y su disponibilidad para las plantas. Las propiedades físicas son: la textura, la densidad de volumen, la densidad parcial, la porosidad, etc. En cuanto a las propiedades del agua son: la capacidad total, la capacidad de capilaridad, la capacidad de campo, el punto de marchitez, higroscospicidad máxima, etc. Para los agrometeorólogos tiene n realmente importancia: la densidad de volúmen, la capacidad de campo y el punto de marchitez. Muchos de ellos las denominan Propiedades agrohidrológicas del suelo.

Densidad de volumen La densidad de volumen es el peso, en gramos, de un centímetro cúbico (gr/cm3) de suelo absolutamente seco, “no perturbado”. Se entiende por suelo no perturbado, cuando dentro del volumen de un centímetro cúbico están incluidos tanto las partes sólidas de suelo como los espacios porosos.

Cuando la humedad del suelo se expresa como un porcentaje del peso de suelo seco (por ej, 20 por ciento), los valores indican solamente el grado de humedad del suelo. Estos valores no muestran el contenido de agua existente en el suelo. Este último se expresa en milímetros de agua, en la misma forma como se expresa la cantidad de lluvia caída. Los valores de la densidad de volumen del suelo son utilizados para transferir los porcentajes de humedad del suelo en milímetros de agua de suelo. Esto puede hacerse con la ayuda de la siguiente fórmula:

W = a. b. c 10

lo que:

W = almacenaje total del agua del suelo en milímetros;

a = humedad del suelo en porcentaje del peso del suelo seco;

b = densidad de volúmen del suelo en gr/cm3 ;

c = espesor (profundidad) de la capa de suelo en centímetros.

Ejemplo: determínese la cantidad total de agua de suelo (en milímetros), en una capa de suelo de 20 cm. si su densidad de volúmen es 1,4 gr/ cm3 y la humedad del suelo es 22,2 %.

W = (22,2). (1,4) . (20) 10

La densidad de volúmen se puede determinar mediante dos métodos principales:

Uno es el método del núcleo y consiste en enterrar un muestreador metálico largo, cilíndrico, con un borde cortante para introducirlo fácilmente en el suelo Las desventajas son que los muestreadores para capas profundas en el suelo (2m) no son fabricados regularmente, no trabajan en suelos húmedos y son más costosos que el segundo. Este último usa instrumentos que son fácilmente hechos en cualquier lugar, a bajo costo. Son necesarios 4 pequeños cilindros de acero y un dispositivo para enterrarlos en el suelo. Cada cilindro es llenado con una muestra de


suelo no perturbado. Al dividir el peso de esta muestra por el volúmen del cilindro, se obtiene la densidad de volúmen del suelo.

La densidad de volúmen tiene que ser determinada para cada profundidad para la cual se hace la observación de humedad de suelo (5, 10, 20, 30 cm., etc.). (Fig 7)

Aunque la densidad de volúmen puede determinarse a cualquier grado de humedad del suelo, es preferible medirla cuando el suelo ha alcanzado el humedecimiento de capacidad de campo.

Capacidad de campo

La capacidad de campo es la máxima cantidad de agua que puede contener el suelo, después que se ha drenado toda el agua que penetra por gravitación, que se ha impedido la evaporación de la superficie del suelo y que no hay contacto directo entre la humedad del suelo y la capa freática.

Cuando todo el espacio poroso se ha llenado con agua, el suelo se ha humedecido hasta su total capacidad. En condiciones naturales, los suelos se humedecen a su total capacidad por corto tiempo, después de fuertes lluvias o cuando la nieve se funde encampos cubiertos por esta. El suelo no puede estar a su capacidad total por períodos más largos de tiempo debido a la fuerza de gravedad; el agua que se encuentra en los poros de gran tamaño se infiltra a través de las capas de suelo más profundas y el subsuelo. A esta porción de agua en el suelo se la denomina agua gravitacional. Cuando el agua gravitacional abandona el suelo, el resto del agua permanece en el suelo debido a la existencia de fuerzas de mayor intensidad que las fuerzas de gravedad; cuando un suelo o una capa separada de suelo contiene la máxima cantidad de esta agua , el suelo está humedecido a la capacidad de campo.

La cantidad de agua que esta a capacidad de campo y lo que es menor que ésta, es menos móvil que el agua gravitacional y puede permanecer en el suelo durante largo tiempo. Por consiguiente, este aspecto tiene una gran importancia agrometeorológica.


Figura 7 Cilindros utilizado para determinar la densidad de volumen

Punto de marchitez

Es la cantidad de humedad del suelo en el cual ocurre la marchitez permanente de la planta. La vegetación consume humedad del suelo y si no es recuperada por el agua de precipitación o irrigación, llegará el momento en que la planta comenzará a marchitarse, a pesar que todavía haya humedad en el suelo.

El momento de marchitez permanente ocurre cuando el agua de suelo es absorbida por las partículas sólidas del suelo, por fuerzas que son mayores a las fuerzas por medio de las cuales las raíces de las plantas pueden extraerla.

La marchitez permanente no debe confundirse con la marchitez temporal, la cual ocurre a menudo en las primeras horas de la tarde de los días calurosos y secos. Marchitez permanente significa que las plantas no pueden obtener nuevamente su turgencia, aunque sean mantenidas en un lugar con aire saturado (con alrededor de cien por ciento de humedad relativa).

El punto de marchitez es muy importante porque divide el total de agua del suelo en dos categorías principales: la cantidad disponible y la no disponible para las plantas. La disponibilidad de humedad del suelo es entre la capacidad total del suelo y el punto de marchitez. Como los suelos están a capacidad total por un corto período de tiempo durante el año, se considera que el agua de lluvia disponible, para propósitos prácticos y de irrigación, como la humedad de suelo entre la capacidad de campo (no la capacidad total) y el punto de marchitez.

Cualquier humedad de suelo por debajo del punto de marchitez no esta disponible para las plantas.

Existen muchos métodos para determinar o estimar el punto de marchitez. Consulte bibliografía propuesta.

BIBLIOGRAFÍA

Compendio de apuntes de Meteorología Agrícola para la Formación del Personal Meteorológico de la Clase IV.

Tratado Ilustrado de Meteorología: “El agua en la atmósfera”. Pag 66.

Estaciones agrometeorológicas. DOORENBOS, J., 1976. Estudio FAO: Riego y Drenaje (27).Roma, Italia.

Optimización de la humedad del suelo para la producción vegetal. El significado de la porosidad del suelo. Francís Sazón y Richard Barber. Consultores de la FAO Servicio de Manejo de las Tierras y de la Nutrición de Plantas. ORGANIZACIÓN DE LAS NACIONES UNIDAS PARA LA AGRICULTURA Y LA ALIMENTACIÓN Roma, 2005.

http://www.fao.org/docrep/008/y4690s/y4690s00.htm#Contents

UNIVERSIDAD NACIONAL DE ENTRE RÍOS FACULTAD DE … · Cátedra de Climatología Agrícola -2009- 3...

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