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Ctedra de Climatologa Agrcola -2009- 1

UNIVERSIDAD NACIONAL DE ENTRE ROS FACULTAD DE CIENCIAS AGROPECUARIAS CTEDRA DE CLIMATOLOGA AGRCOLA

2010

UNIDAD 7: Ciclo hidrolgico. Evaporacin. Evapotranspiracin. Clculo de la Evapotranspiracin segn el mtodo de Penman modificado por FAO. Medicin de la evapotranspiracin y de la evaporacin. Estimacin de ETP a partir de datos de tanque. Almacenaje de agua en el suelo. El balance hidrolgico. Necesidades de agua de los cultivos. Efectos de la vegetacin sobre el balance hdrico. Estimacin de componentes del balance hdrico Medicin. 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 atmsfera. Dentro de los lmites normales de temperatura, el agua puede existir en cualquiera de sus estados, slido, lquido y gaseoso. As, normalmente y en condiciones atmosfricas normales el agua se presenta como: Slido (hielo) a temperaturas inferiores a 0C y al fundirse, absorbe el calor latente de fusin que es igual a 80 cal/gr. Lquido, entre 0 y 100C, a temperaturas inferiores e incluso tan bajas como -40C puede continuar en este estado como pequeas gotitas sobreenfriadas, siempre y cuando no entren en contacto con slidos o con ncleos de condensacin-.. Gaseoso, ms conocido como vapor de agua, que puede existir bajo todas las temperaturas normales.

En cuanto a su densidad, vara con la temperatura teniendo su mximo a los 4C, caracterstica que impide el congelamiento de las aguas profundas en ros y lagos. El agua es una substancia abundante aunque irregularmente distribuida en la naturaleza, cuyo movimiento constante entre la superficie terrestre y la atmsfera, debido a la energa proveniente del sol, se conoce como ciclo hidrolgico. En la figura 1 se ve que fundamentalmente la incorporacin de agua en la atmsfera - en forma de vapor- se debe a la evaporacin del agua de mar (41 %), de suelos hmedos (13 %), del agua interceptada por los vegetales y superficie continental (10 %) y Evapotranspiracin (45 %) desde la superficie terrestre y a su vez, la prdida de agua atmosfrica se da por condensacin y precipitacin. F. Sazn y R. Barber (2005) consultores de FAO sostienen que La comprensin del ciclo hidrolgico 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 hidrolgico.

La molcula de agua es elctricamente neutra, pero al tener distribuidos asimtricamente sus electrones hace que tenga un comportamiento dipolar, es decir un extremo con carga positiva (extremo del hidrgeno) y el otro con carga negativa (extremo del oxgeno).

Figura 2: Estructura molecular del agua

Entre las molculas de agua se establece una reaccin entre el tomo positivo de hidrgeno de una y el tomo negativo de la otra, formando lo que se conoce como puentes de hidrgeno. Este tipo de unin, en el que el agua puede permanecer unida en cantidad ilimitada, es un enlace ms dbil que el covalente. Es sta caracterstica de los enlaces moleculares del agua lo que le da la aptitud de formar puentes de hidrgeno con otras sustancias o superficies con cargas elctricas (ncleos de condensacin).

Se habla de saturacin de un espacio de aire con vapor de agua, cuando por efecto de la temperatura en el lquido, las molculas de agua con movimiento cercanas a la superficie tienden a escapar al espacio adyacente. Algunas de estas molculas vuelven a ser absorbidas por el agua lquida. Existe un equilibrio a temperatura determinada cuando el flujo de las molculas 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 est saturado. Se puede deducir la densidad de vapor de agua conociendo la presin y la temperatura del sistema.

e = pw Rw T e = presin 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, tambin conocida como concentracin del vapor es la cantidad de humedad contenida en el aire (densidad del vapor de agua) en gramos por centmetro cbico. La relacin entre la densidad real y la que se necesitara 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 atmsfera 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, ms agua que el aire rtico muy fro y saturado de humedad.

Otra medicin muy relacionada con la humedad atmosfrica es la del punto de roco. Es la temperatura para la cual el aire, sin modificar su contenido de humedad quedara saturado. Segn la definicin de saturacin, la temperatura determina nicamente la concentracin del vapor para la saturacin. Por lo tanto a partir del punto de roco se puede determinar el vapor presente en la atmsfera y viceversa. La denominacin de punto de roco se deriva indudablemente del hecho de que al enfriarse el aire por la tarde hasta dicho punto, comienza a formarse el roco.


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

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

humedad especfica = 0.622 e / p

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

Figura 4: Relacin de mezcla de saturacin.


La relacin de mezcla (w) difiere de la humedad especfica segn: relacin 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 vara cuando la masa de aire se expande o se contrae, es decir permanecen invariables durante algunos procesos. Caracterstica por la cual la mezcla y la humedad especfica permanecen constantes durante los movimientos de ascenso o descenso del aire atmosfrico o al calentarse o enfriarse siempre que no exista evaporacin o condensacin.

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

La humedad del aire debe medirse varias veces al da, an cuando la presin real de vapor del aire es un elemento constante en reas homogneas y lejanas al mar. Puede expresarse como:

Lecturas de temperaturas en grados C de los termmetros seco y hmedo, mediante un juego de termmetros de ventilacin natural o forzada;

temperatura del punto de roco en C, y Humedad relativa RH mediante un higrgrafo 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 dficit de saturacin es la diferencia entre la presin del vapor saturado (ea) y la presin real del vapor (ed) para la temperatura del aire que prevalezca en el sistema. Es decir, al conocer la temperatura del aire, la presin de vapor de saturacin (ea) puede obtenerse de tablas, y la presin real de vapor (ed) segn la frmula:

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

ew = presin de vapor de saturacin a la temperatura del termmetro hmedo (no a la T prevaleciente en el aire)

Td y Tw = temperaturas en seco y hmedo en C, p = presin baromtrica del aire en mb para latitudes dadas, y a = constante psicromtrica que depende del tipo de ventilacin del termmetro hmedo. En cuanto a la humedad relativa expresada en porcentajes, se obtiene a partir de los datos de los termmetros seco y hmedo segn la expresin: HR = 100 . ed/ea

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

estos valores representa el valor medio correspondiente al da.| EVAPORACIN - EVAPOTRANSPIRACIN Evaporacin es el cambio de estado del agua de lquido a vapor. Es la emisin de vapor de agua a la atmsfera por una superficie hmeda (en estado slido o lquido), a temperatura por debajo del punto de ebullicin. En la naturaleza y para nuestro sistema tierra-atmsfera, la evaporacin consume buena parte de la energa solar incidente y por lo tanto forma parte del equilibrio calrico.

Para la evaporacin desde una superficie libre de agua (ros, lagos)se necesita energa que provea calor latente de vaporizacin y algn mecanismo de renovacin del vapor de agua formado bajo condiciones determinadas de temperatura, presin de vapor, viento, tamao de la superficie evaporante, impurezas, etc.

En una masa de agua a una determinada temperatura, las molculas de agua se encuentran unidas por una fuerza de cohesin que determina su estado lquido, en tanto en la pelcula superficial existe una tensin que impide su liberacin. Sin embargo, en virtud del estado de continua agitacin y colisin de las molculas de agua, es posible que aquellas que se hallan


cercanas a la superficie, y con velocidades superiores al promedio, venzan las fuerzas de cohesin y tensin superficial y se incorporen como vapor de agua a la atmsfera.

La prdida de energa calorfica que se llevan las molculas de agua evaporadas es el calor latente de vaporizacin que decrece aproximadamente de 600 cal a 0C a 540 cal a 100C. Es decir, cuando el agua se evapora, en el lquido no evaporado la temperatura disminuye, se enfra.

A su vez, si se aumenta la temperatura del agua, la energa agregada incrementa la evaporacin, lo que da un mayor nmero de molculas de agua en el aire hasta conseguir su equilibrio o saturacin. De manera inversa suceder si disminuimos la temperatura del agua evaporante.

La proporcin o razn de la evaporacin vara en forma directamente proporcional a la diferencia entre la presin de saturacin a la temperatura de la superficie lquida y la presin del vapor de agua que prevalece en el aire.

Para una localidad dada, la evaporacin muestra menos variacin de un ao a otro que la que acusa la lluvia. Su variacin anual puede oscilar entre un 10 % en climas hmedos tropicales y un 25 % en climas continentales centrales, dependiendo principalmente del grado de nubosidad. Las variaciones mensuales de un ao a otro tienden a ser mayores y se hallan estrechamente ligadas con las variaciones tpicas en las condiciones meteorolgicas. Sobre todo en regiones con estaciones seca y hmeda, el mes de transicin experimentar una considerable variacin segn la lluvia se adelante o se retrase.

En cuanto a los valores diarios pueden variar mucho, presentndose los valores bajos en das lluviosos, hmedos, nublados y de aire en calma y los valores altos en das secos, soleados y ventosos.

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

En los procesos que se dan en el ciclo hidrolgico, es necesario definir un proceso de evaporacin que producen los vegetales, el llamado transpiracin y se define como: la prdida de agua en forma de vapor a la atmsfera por los estomas, cutcula y lenticelas de la planta.

Entonces, la Evapotranspiracin ser la prdida combinada de agua en forma de vapor, que contiene la evaporada directamente del suelo y la transpirada por las plantas, a la atmsfera.

A su vez, la energa con que est disponible en el suelo y el grado de cobertura vegetal de ste, limitan y diferencian dos formas de Evapotranspiracin: Evapotranspiracin potencial (EP) es la mxima evaporacin posible en un intervalo de

tiempo, bajo condiciones climticas existentes, cuando el suelo se encuentra en su contenido ptimo 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 %. Segn Thornthwaite (1948) "es la cantidad de agua que evaporara un suelo y transpiraran las plantas si el suelo estuviera en su contenido ptimo de humedad y con cobertura vegetal completa", es decir que representa la mxima necesidad de agua de la planta.

Evapotranspiracin 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 nicamente de factores meteorolgicos y la ER adems de la estructura y composicin del suelo y la anatoma y fisiologa de las plantas.

A su vez hay que considerar que la evaporacin desde suelo desnudo de vegetacin, ms la transpiracin estimada separadamente no es equivalente a la Evapotranspiracin, considerada como un proceso nico. Y por ende, una cantidad de agua menor se pierde por Evapotranspiracin.

Penman y Schofield (1951) estimaron que el agua perdida por Evapotranspiracin desde un cultivo de bajo porte, es menor que la que se pierde por evaporacin 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 difusin y la alta reflectancia o albedo de la vegetacin, y en cuanto a la superficie libre de agua no presenta estos obstculos y posee energa almacenada durante el da que le permite continuar el proceso por la noche. Neumann (1953) sostiene que la prdida de agua


por Evapotranspiracin potencial est alrededor del 75 % de la que se pierde por evaporacin desde una superficie libre.

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

La Evapotranspiracin consume energa. En consecuencia la cantidad de energa disponible al nivel del suelo y de la vegetacin es un factor limitativo del desarrollo del proceso de la Evapotranspiracin. Cuando una superficie extensa est en ptimas condiciones para evapotranspirar, la demanda energtica de la atmsfera puede ser grande. En estas condiciones la Evapotranspiracin aumenta hasta un mximo, dependiendo ms de las caractersticas energticas y dinmicas de la atmsfera que del tipo de suelo y vegetacin de la superficie evapotranspirante.

El ritmo de la Evapotranspiracin se ver afectado por la duracin del da en general y la radiacin en particular. Su periodicidad influye en la apertura y cierre de los estomas (principal medio transpirante) y por ende, con el acrecentamiento o reduccin de la superficie transpirante. La EP se vuelve mxima hacia el medio de la jornada, cuando el balance de radiacin es excedente, lo que se corresponde con el mximo dficit de saturacin y frecuentemente al mximo de viento. El mnimo diario ocurre en horas de la noche (Figura 5).

En los meses estivales la demanda energtica de la atmsfera se mantiene por muchas horas con el consiguiente aumento de la Evapotranspiracin potencial (Figura 6). Las plantas sufren entonces un dficit hdrico sistemtico durante el curso del da que exige la intervencin de la regulacin estomtica.

Figura 5. ET diaria en la estacin Costa Grande 06-set-2010. Datos de la estacin meteorolgica automtica de la Ctedra de Climatologa Agrcola (Proyecto PICT 06-1221).

Figura 6. mensual en la estacin Costa Grande Jun 2009 a May 2010. Datos de la estacin meteorolgica automtica de la Ctedra de Climatologa Agrcola (Proyecto PICT 06-1221).


Medicin y estimacin. Diversos medios, instrumentos y frmulas empricas han sido utilizados para medir y

estimar la evaporacin y la Evapotranspiracin. Los inconvenientes son fciles de ver, ya que los diferentes factores ambientales, las

diferentes localidades, tipos de cultivos y suelos y procesos atmosfricos particulares hacen difcil la evaluacin de regiones amplias y ms an estandarizarlas. A su vez, la instrumentacin realizada para este fn (tanques, evapotranspirmetros, lismetros) no han sido normalizados y su operacin no ha sido continuada.

Se han desarrollado varias frmulas de estimacin: Penman 1948, Thornthwaite 1948, Blaney y Criddle 1950 y Papadakis en 1961 que exigen determinaciones muy precisas de los parmetros que las componen, en general difciles de obtener.

Estimacin de la Evapotranspiracin potencial segn el mtodo de Thornthwaite. Thornthwaite relacion: la temperatura media mensual, la Evapotranspiracin calculada

para meses standard de 30 das con 12 horas de luz para cuatro reas diferentes de los EEUU. Y expres esa relacin segn la ecuacin donde se ve que la Evapotranspiracin tiene una relacin exponencial con la temperatura:

EP = c . t a dnde:

EP = Evapotranspiracin potencial mensual expresada en cm t = temperatura media mensual en C a y c = coeficientes que varan segn el lugar.

De este modo, como los coeficientes son hallados en funcin de observaciones en lugares depende de las caractersticas climticas de los mismos. Con climas clidos no daran valores correctos para Evapotranspiracin en zonas de climas fros y viceversa. Posteriormente Thornthwaite desarroll una ecuacin general:

EP = 16 (10 . t)a I dnde:

EP = Evapotranspiracin potencial mensual sin ajustar en mm t = temperatura media mensual en C I = ndice calrico anual ij = ndice calrico mensual a = 0,00000067513 - 0,00007711 2 + 0,017921 - 0,49239 n=12 I = ij i = 1 ij = (tj/5) 1,514 siendo ij = ndice calrico mensual

La frmula de la EP sin ajustar para meses de 30 das y de 12 horas de heliofana, deber serlo para las condiciones reales de das del mes con duraciones desde 28 a 31 das al igual que las horas de luz que varan con la latitud y fecha del lugar considerado. El coeficiente de ajuste se obtiene mediante la siguiente expresin:

j = Hj Nj = Hj . Nj 12 30 360

dnde: Hj = heliofana astronmica para el da medio del mes j dividido por 12, que es la duracin media para la que estn calculadas las Epj sin ajustar. Nj = duracin en das del mes j dividido por 30 que es la duracin

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

A su vez, para calcular la EP segn el mtodo de Thornthwaite existe una forma analtica y una grfica. Para lograr la estimacin 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 aos. a) primero hallar el ndice calrico anual, previa transformacin de los ndices calricos mensuales mediante la tabla 1 "Conversin de la temperatura media mensual al ndice calrico i". La suma de4 los 12 valores mensuales nos dar el Indice calrico anual. b) hallar la EP sin ajustar usando la tabla calculada por Thornthwaite y Mather, tabla 4 "milmetros de Evapotranspiracin 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 26,5C se obtiene la EP mensual directamente de la tabla 2 "Evapotranspiracin potencial mensual sin ajustar, temperaturas superiores a 26,5 C", dado que a partir de esta temperatura la EP sin ajustar es independiente del ndice calrico 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 "Duracin media del resplandor solar posible en el hemisferio sur expresado en unidades de 30 das de 12 horas cada uno", segn latitud y mes considerado.

Estimacin de la Evapotranspiracin potencial mensual por el mtodo de Penman segn Frere 1972

Esta frmula fue desarrollada por Penman para la estimacin de la evaporacin de una superficie libre de agua y la Evapotranspiracin de un suelo cubierto de vegetacin.

E= . Qn + (Ea) +

siendo: : gradiente de tensin de saturacin en funcin de la temperatura en mb/ C : coeficiente psicromtrico. Qn: radiacin neta. Ea: trmino advectivo.

Para obtener la Evapotranspiracin potencial sobre la base de la Evapotranspiracin calculada, se aplican coeficientes que dependen de la duracin del da. (f: vara de 0,6 a 0,8 segn la poca del ao).

Una de las principales dificultades que presentaba el uso de esta frmula era, adems del nmero de factores meteorolgicos considerados, el cmputo en s mismo, especialmente si estos parmetros estn expresados en unidades distintas. En este caso Michel Frere (1972) realiz una modificacin de la frmula original de Penman:

EP =Po/P . / [0.75Ra (0.18 + 0.55 n/ N) - T4 K (0.56 0.079 ed) 0.10 + 0.90n/N] + 0.26 (ea - ed) (1,00 + 0.5U) (Po/P . / ) + 1,00

siendo: Rn: Radiacin neta expresada en mm de agua evaporable 1mm/ 59 cal Po : Presin atmosfrica media a nivel del mar (expresada en mb)

P: Presin atmosfrica media en mb en funcin de la altura de la estacin. : gradiente de la tensin de saturacin del vapor en funcin de la temperatura en mb por cada C

: Coeficiente psicromtrico = 0,00066; vent. forzada y 0,0008 para ventilacin natural ea: Tensin de saturacin del vapor en mb ed: Tensin de vapor del perodo considerado en mb U: Velocidad media del viento a 2 metros de altura expresada en km/h. Debe aplicarse una correccin para llevar los datos de viento al nivel estipulado por la frmula, pues los valores de velocidad media del viento estn tomados a 10 m de altura. Suele utilizarse 0.78 como una aproximacin. Nota: Los coeficientes del trmino advectivo varan segn las unidades en que se mide la velocidad del viento.

Para la estimacin de la Evapotranspiracin slo basta reemplazar los trminos en la frmula. Para este fin se adjuntan las N 5 "Tensin de saturacin del vapor ea en mb en funcin de T C y N 6 "Valores de Po/P . / en funcin de T y altura en m sobre o bajo el nivel del mar ", que dar ea y el trmino de Po / P respectivamente. Los trminos restantes fueron calculados


en trabajos prcticos anteriores o figuran en los cuadros 1 y 2 como datos extrados de las estadsticas climatolgicas.

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

Po/P . / 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(eaed).(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 . / + 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

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

Po/P . / 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(eaed).(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 . / + 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 EP diaria = (1)+ (2) (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

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

Po/P . / 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(eaed).(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 . / + 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 EP diaria = (1)+ (2) (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 Hidrolgico Climtico

Fue introducido por Thornthwaite en 1944 y usado como base para su nueva clasificacin de climas de 1948. Es un balance climtico porque utiliza valores estadsticos medios de precipitacin y Evapotranspiracin potencial. Por medio de la comparacin de la marcha estacional de la precipitacin media mensual con relacin a la evaportranspiracin, tambin media mensual, puede calcularse la magnitud de otros parmetros 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 climticos, promedios de una larga serie de aos, los parmetros mencionados precedentemente reflejan tambin una situacin hdrica media o normal del clima para el lugar considerado y su aplicacin deber extenderse exclusivamente a las condiciones naturales producida por la accin de los elementos meteorolgicos a travs del tiempo, por ejemplo el tipo de suelo y el tipo de vegetacin natural. Su utilizacin tambin es adecuada para delimitar reas geogrficas para la implantacin de cultivos,

Con respecto a la Evapotranspiracin 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 mtodos, que van desde los ms simples que utilizan un solo elemento climtico para su clculo hasta los ms complejos, en que intervienen numerosos componentes del clima. Con relacin a la Pp mensual es donde seguramente se cometan los mayores errores pues la precipitacin media no representa, por tratarse de un fenmeno aperidico y discontinuo el valor ms frecuente que puede esperarse, no obstante lo cual, el BHC constituye una herramienta relativamente sencilla y bastante confiable para el diagnstico climtico. Su empleo en la comparacin del clima hdrico 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 prdida por Evapotranspiracin, 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 segn el tipo de suelo y la estructura del mismo. A su vez podr ser llevada a la superficie segn la profundidad de las races de la vegetacin 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 ms mm. en esa misma profundidad. Las races de los cultivos hortcolas no penetran ms que unos pocos cm., en tanto que los rboles superan el metro, de ah que el agua contenida en los diferentes suelos estar disponible para evapotranspirar segn, la profundidad de las races de los cultivos o vegetacin considerada. De la combinacin del contenido de agua mximo que puede retener un suelo en funcin de su tipo y estructura, as como la profundidad de las races, se han confeccionado tablas que indican el contenido mximo para cada caso y la retencin que se produce a medida que el suelo se va secando ante demandas sucesivas de evaporacin.


El contenido de humedad del suelo se puede expresar gravimtricamente o volumtrica. La humedad gravimtrica es la forma ms bsica de expresar la humedad del suelo y se entiende por ella a la masa de agua contenida por unidad de masa de slidos del suelo. Frecuentemente se expresa en porcentaje (International Society of Soil Science):

Hg (%) = Masa de suelo hmedo 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 tambin se puede expresar en base volumtrica usando la siguiente expresin: Hv (%) = Volmen de agua en el suelo . 100 Volmen 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 volumtrica se puede considerar tambin como la lmina de agua contenida en una unidad de continuidad de suelo. Cuando es necesario conocer el contenido mximo de humedad del suelo, es decir, su capacidad mxima de retencin de agua es preciso contar con datos de densidad aparente y humedad equivalente de cada horizonte.

A partir de la ecuacin (1) es posible conocer dicha capacidad a travs de la siguiente expresin:

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

HE = volmen de agua masa de suelo Cuando se quiere expresar la humedad actual de un suelo en mm se reemplaza el valor HE de la ecuacin, por el de humedad actual determinado por el mtodo gravimtrico. Como resultado de los clculos efectuados pueden resultar tablas de retencin de valores reducidos (25 mm), hasta elevados (400mm), habindose calculado tablas para todas las retenciones intermedias.

Clculo del Balance Hidrolgico Mensual Climtico

Conociendo la Evapotranspiracin Potencial (EP), y la precipitacin (P), mensual de un lugar, es posible efectuar el balance hidrolgico en el que se presenta una serie de casos que se irn analizando a travs de una planilla tipo que se considerar en cada una de sus lneas.


1. Evapotranspiracin Potencial : (EP) Se consignan los milmetros de EP obtenidos por clculo mediante el empleo de las frmulas correspondientes.

2. Precipitacin: (P) Se consignan los valores obtenidos de las estadsticas climatolgicas correspondientes.

3. Precipitacin menos Evapotranspiracin Potencial: (P EP) = DP Para determinar los perodos de excesiva insuficiente humedad, es necesario obtener la

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

potenciales de agua del rea y su vegetacin. Un valor positivo de P EP indica la cantidad de agua que excede, la que en cierto perodo del

ao sirve para la recarga de humedad del suelo y el escurrimiento. En la mayora de las localidades hay una sola estacin hmeda y otra estacin seca. Por

eso es que hay una sola serie consecutiva de valores negativos y otra de positivos. En stas localidades slo existen dos posibilidades: a). El suelo llega a capacidad de campo al final de la poca hmeda. Aunque exista una poca seca ( Pp > EP), la precipitacin anual es mayor que la Evapotranspiracin anual. En ste tipo de localidades el almacenaje de agua al final del perodo hmedo est 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 AO 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 poca hmeda Por otra parte, en otras localidades como Vera (Provincia de Santa Fe), ubicadas en reas relativamente secas, la precipitacin anual es menor que la Evapotranspiracin potencial anual, por lo que no es posible determinar de antemano el nivel de almacenaje de agua del suelo al final del perodo hmedo, pues depende de la distribucin estacional de las precipitaciones.


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

E F M A MY JN JL AG S O N D AO 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 estn expresadas en milmetros.

Pruebas de Cierre: (valores anuales) EP = ER + Dficit

Pp = ER + Exceso

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

Asumiendo la existencia de la siguiente relacin lineal:

d Alm

d DP

0 1 Alm/ CC

Donde :

Alm = Almacenaje de agua en el suelo


DP = Dficit potencial = Pp Ep.

CC = Capacidad de campo

Diferenciando dicha expresin segn 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 clculo de almacenaje de agua del suelo pueden darse dos situaciones generales en localidades con una poca seca y una poca hmeda.

A) Idem 3.a Al final del perodo hmedo, (Pp mensual > EP mensual), el suelo se encuentra a capacidad de campo, por ende, al ltimo mes del perodo hmedo le corresponde dicho valor de almacenaje. A partir de ese momento y durante todo el perodo seco (Pp mensual < EP mensual), el almacenaje de agua en el suelo puede calcularse a partir del siguiente algoritmo derivado de la ecuacin 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 = Precipitacin menos Evapotranspiracin potencial en el mes considerado

CC = Capacidad de campo

Al finalizar el perodo seco, las precipitaciones mensuales comienzan a ser mayores que la evapotranspiracin 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 perodo hmedo el suelo puede no encontrarse en capacidad de campo y, por lo tanto, el almacenaje en el ltimo mes de dicho perodo debe calcularse a partir del siguiente procedimiento:

Asumiendo:

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


Alm t-1 = Alm H = almacenaje al final del perodo hmedo Puede derivarse una ecuacin anloga :

Alm S = Alm H . e DP/CC (3) Con DP la sumatoria de (Pp EP) negativos (con su signo) durante el perodo seco. donde:

Alm H = Alm S + R (4) siendo R la recarga del suelo EP = (Pp EP) positivos en el perodo hmedo. 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 correspondera al nivel de almacenaje de agua del suelo en el ltimo mes del perodo hmedo.

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

5. Variacin del agua almacenada por el suelo

Para calcular los milmetros de agua que proporciona el suelo en aquellos meses en que la precipitacin no alcanza a las necesidades de la Evapotranspiracin potencial, es necesario computar la variacin de los milmetros de almacenaje mes por mes, que sern negativos en los meses con EP > Pp y positivos cuando va acumulando agua por adicin de valores P EP positivos, hasta llegar a la capacidad mxima de retencin del suelo ej (300 mm). La variacin del almacenaje es cero, en los meses en que el suelo se mantiene en su capacidad mxima de retencin.

6. Evapotranspiracin Real

Cuando la precipitacin (P) es mayor que la Evapotranspiracin potencial (EP), las demandas de agua son plenamente satisfechas por el suelo; entonces la Evapotranspiracin 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 precipitacin ms la cantidad de agua cedida por el suelo, y en la columna correspondiente se anotarn los milmetros que se obtienen de sumar la precipitacin ms la variacin 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 variacin de almacenaje sin considerar el signo; en enero, 72 mm ms 43 mm. = 115 mm. de ER.


7. Exceso de humedad

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

8. Deficiencia de humedad

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

9.Casos especiales

Los casos con un perodo hmedo son los ms 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

Introduccin: 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 planificacin agrcola, sobre todo para la agricultura de secano.

La importancia agronmica del conocimiento sobre las variaciones temporales y regionales del agua contenida en el suelo, llev a la comisin de Agrometeorologa de la OMM a recomendar su medicin peridica y continuada. Sin embargo, las dificultades tcnicas involucradas en tal medicin han impedido, hasta el momento disponer en el pas de series observacionales suficientemente extensas y para lugares suficientes como para efectuar con ellas una agroclimatologa regional del agua edfica.

Debido a la insuficiencia de mediciones directas de humedad del suelo, el nivel de variacin del agua edfica puede estimarse mediante el clculo de balances hidrolgicos.

Varios autores en todo el mundo han desarrollado diferentes metodologas y distintas unidades de tiempo para la estimacin del balance hidrolgico. As por ejemplo, Thornthwaite y Mather (1955) proponen el balance climtico, a partir de valores climticos de temperatura y precipitacin mensual y el balance hidrolgico diario a partir de valores meteorolgicos de temperatura y precipitacin diaria.

En 1961 Mather compar 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 metodologa similar a la propuesta por Mather, desarrollaron el balance hidrolgico seriado (B.H.S.) tambin denominado meteorolgico o mensual consecutivo, incluyendo la aplicacin de cmputos estadsticos que permiten obtener una interpretacin objetiva de los resultados, con una finalidad netamente agronmica. Otros autores proponen balances de agua que toman perodos de tiempo menores. Por ejemplo Mc Cullogh 1965, propone el perodo semanal para el clculo de balance de agua y en 1968 Slatyer proponen un balance hidrolgico pentdico.

Es interesante sealar que a medida que va aumentando la unidad de tiempo (da, pentada, dcada, quincena, mes), tambin aumenta el error en la estimacin del agua edfica. Se han realizado trabajos al respecto, Fortelay y Villagra (1983) y utilizando la metodologa propuesta por Thornthwaite y Mather, donde se observ que a medida que se aumenta la unidad


de tiempo, mayor es la subestimacin de la humedad real del suelo. Esto ltimo se debe fundamentalmente a la mecnica intrnseca del modelo de balance, que considera como humedad entrante en el suelo, a la cantidad de agua que proviene de la diferencia precipitacin Evapotranspiracin potencial de la unidad de tiempo considerada, y al hecho de que las precipitaciones no se reparten en forma equitativa durante todos los das del perodo, sino que en general, hay unos pocos das con precipitacin y el resto carece de ella.

En otras palabras, si analizamos el caso de un balance hidrolgico diario, el valor de la precipitacin de cada da (si no hay precipitacin, sta es cero) se le sustrae el valor de la Evapotranspiracin potencial de ese da, lo cual es lgico, ya que es normal suponer que durante un da de lluvia suficiente, se evapore de la misma toda la cantidad de agua que demande la atmsfera, mientras la precipitacin an no ha penetrado en el suelo. En los das sin precipitacin el suelo va cediendo agua para satisfacer la demanda atmosfrica en forma proporcional al contenido de humedad del mismo (cuando est en capacidad de campo el agua cedida es igual a la demanda atmosfrica y va disminuyendo a medida que el suelo se va secando). Si por el contrario analizamos un balance con perodo mensual, al valor de precipitacin mensual se le sustrae la Evapotranspiracin potencial de ese mes (acumulada para el mes). con lo cual se estara realizando el balance para el ltimo da del mes. Sin embargo para valores de precipitacin y Evapotranspiracin mensual idnticos en dos meses diferentes, podra ocurrir que en un mes la precipitacin ocurri durante los ltimos das 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 podra haber precipitaciones acumuladas en los primeros cinco das del mes, con lo que el suelo fue recargndose de agua (e incluso pudo haber excesos) y desde el da seis hasta el fin de mes al no haber precipitaciones, el suelo se fue desecando.

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

En balances hidrolgicos con perodos de tiempo intermedios (pentdicos, decdicos, quincenales) la situacin 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 subestimacin de los resultados obtenidos, y que se hace an ms importante cuando la localidad o el mes elegidos son de balance ms negativo y a medida que la cantidad total de lluvia del perodo se concentra en pocas precipitaciones.

Balance hidrolgico seriado de Pascale y Damario 1977.

Escala espacial: el balance hidrolgico climtico produce resultados que, siendo tiles para la caracterizacin climatolgica de las grandes regiones fitogeogrficas 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 realizacin de balances consecutivos para unidades de tiempo menores al mes producira resultados mucho ms ajustados, la dificultad en la obtencin de material meteorolgico los hace poco aplicables; de all la utilizacin de BH mensuales consecutivos o BHS.

As el balance hidrolgico climtico se lo debe ubicar en escala macroclimtica, el BHS en una escala mesoclimtica, mientras que para situaciones puntuales o microclimticas, se deben utilizar balance diarios, teniendo en cuenta la precipitacin efectiva, agua til, etc.

La utilizacin del balance hidrolgico seriado con sus expresiones cuantitativas referentes a


la probabilidad mensual de ocurrencia de distintas situaciones hdricas, resulta de gran valor para la resolucin de aspectos agrometeorolgicos tales como: planificacin de labores culturales, manejo del suelo, rotaciones, manejo de pasturas, pronsticos de rendimientos, rgimen de sequas e inundaciones, uso y dotacin de maquinarias agrcolas.

Limitaciones del BHS: Un balance hidrolgico es el resultado de la interaccin entre la disponibilidad de agua (la precipitacin mensual en el BHS) y las necesidades de agua (dada por la Evapotranspiracin potencial ). Sin embargo, la precipitacin PP es un valor que no puede considerarse en su totalidad como aporte de agua en el suelo. Su eficiencia, depender 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 prdidas debidas al escurrimiento superficial y tambin profundo. Para las PP diarias, existen correcciones que demostraron eficiencia en los clculos de balance hidrolgicos diarios, pero que no pueden aplicarse a balances mensuales.

Otra fuente de error que se produce al aplicarse el BHS en estudios agroclimticos de reas extensas, es la variabilidad propia de los suelo, con respecto a la capacidad de almacenaje mxima de agua, con relacin al grado de penetrabilidad de las races y la curva de desecamiento.

Como en estudios de carcter agroclimticos es prcticamente imposible evaluar las diferencias edficas en reas de reducida extensin, es prctica comn estimar una capacidad de campo media, una profundidad radicular uniforme y una curva de retencin lineal como promedio entre suelos franco-arcillosos y franco-arenosos.

Metodologa para el clculo del BHS: para realizar un BHS es necesario disponer de los valores mensuales de precipitacin y Evapotranspiracin potencial , de una serie de 30 o ms aos, extensin esta que permite suponer la inclusin de todas las combinaciones posibles entre los trminos del balance.

Dado que las series de Evapotranspiracin potencial presentan generalmente una distribucin normal acorde con la distribucin de temperaturas medias mensuales y a que presentan un rango de variacin poco acentuado, es posible calcular el BHS en aquellas localidades que, disponiendo de extensas series de PP mensuales, carecen de registros simultneos de temperaturas o slo posee para perodos reducidos, calculando la Evapotranspiracin potencial mensual media, (sobre la base de temperaturas mensuales medias) y mantenindola invariable a travs de todos los aos de la serie, resultando entonces que las variaciones en el balance de agua dependern exclusivamente de las fluctuaciones de la PP.

La aplicacin de esta forma de clculo, aconsejable slo 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 agroclimticos, y que estn por debajo del error intrnseco del mtodo, y muy por debajo de la variabilidad de la PP. La metodologa 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 cmputo de dos formas:

se inicia el balance en un mes o serie de meses del primer ao en que la PP supere holgadamente a la Evapotranspiracin potencial, permitiendo suponer que en ese o esos meses se ha sobrepasado la capacidad mxima 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 mximo, con la seguridad de que la mecnica del balance corregir el posible error inicial. La correccin se consigue en un lapso inferior a los 24 meses an en localidades muy secas, por lo cual es necesario despreciar los dos primeros aos de resultados.

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

El valor del almacenaje del mes t se obtiene sumando al almacenajes del mes t-1 el valor de la diferenciada de la precipitacin y Evapotranspiracin potencial (PP EP) si sta 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 contina luego con el mes siguiente de la misma manera de acuerdo al valor de PP-EP hasta completar todos los aos de la serie. La ER, el dficit y el exceso de agua se obtienen de la misma forma que en BH Climtico.

Con una serie ininterrumpida de por ejemplo 30 aos, sern 360 los casos mensuales analizados y se contar con 30 valores de ER, deficiencias, excesos y almacenajes de cada mes. Determinacin de situaciones hdricas 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 distribucin mensual del conjunto de las situaciones hdricas y poder calcular probabilidades, se debe ordenar la serie desde la mayor deficiencia al mayor exceso y se procede al clculo de probabilidades mediante el uso de perceptibles.

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

Variacin anual de la situacin hdrica: se puede analizar s se grafican las situaciones hdricas para los distintos niveles de probabilidad, en funcin de los meses del ao. Los niveles de probabilidad comnmente elegidos son: 20 %, 50 % y 80 %, que corresponden al primer quintil, al valor mediano y al cuarto quintil respectivamente, con un perodo de recurrencia de una vez cada 5 aos, uno de cada 2 aos y cuatro de cada 5 aos. Un ejemplo de este grfico se visualiza en la figura 2.

Interpretacin de los resultados: la ejecucin del BHS se realiza normalmente por computadora, por lo tanto el usuario cuenta con un listado (cuyo modelo puede visualizarse en las pginas siguientes) en dnde la interpretacin del mismo asume la mayor importancia. En dichos listados se pueden observar los valores mensuales medios de EP y los valores mensuales meteorolgicos de PP y sus probabilidades de ocurrencia y para una lmina de 300 mm aparecen las estimaciones correspondientes al almacenaje, ER, Evapotranspiracin relativa y situaciones hdricas con sus respectivas probabilidades de ocurrencia.

Tomando las situaciones hdricas 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 aos en mayo habr 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 aos es dable esperar deficiencias de 9 mm o mayores , o que 1 de cada 2 aos 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 aos se registren deficiencias, equilibrios o excesos de agua de hasta 44 mm, o que 1 de cada 5 aos los excesos sean superiores a los 44 mm.

Tambin se puede resolver problemas siguiendo el cambio inverso.

Con qu probabilidad se darn 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 sequas

Desde el punto de vista ecolgico y agrcola, la sequa es un fenmeno complejo que no puede caracterizarse solo por las condiciones atmosfricas. No obstante ello la sequa para un vegetal podra definirse como la disminucin del flujo de agua en sus tejidos afectando sus procesos fisiolgicos indispensables para su crecimiento y desarrollo por ello el agua disponible para la vegetacin en el rea de las races es un elemento decisivo en la expresin del fenmeno.

El balance hidrolgico climtico permite determinar la intensidad media de las sequas, si las hubiera y su estacionalidad pero nada nos dice de su persistencia y variabilidad.

El balance hidrolgico seriado, al considerar valores meteorolgicos mensuales de Evapotranspiracin potencial y precipitacin nos permite estudiar esa variabilidad y persistencia.

Aqu pueden definirse sequas relativas y tambin periodos hmedos relativos.

Se podrn clasificar las sequas y perodos hmedos 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 hmedo: 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 hmedo: 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.

Tambin pueden definirse perodos secos y hmedos o muy secos y muy hmedos, cuando se presentan meses consecutivos secos o hmedos y muy secos y muy hmedos.

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


hmedos es mucho menor que el encontrar uno solo.

La probabilidad disminuye al aumentar el nmero de meses del perodo.

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 funcin del nmero de meses del perodo (seco, muy seco, hmedo, muy hmedo) dara una grfica del tipo "j" ( Fig. 3), es decir que es ms probable encontrar perodos secos (o muy secos, hmedos o muy hmedos) de un mes que par perodos mayores de un mes.

Debe destacarse que para obtener una grfica lo suficientemente representativa se requiere un Balance Hidrolgico Seriado de muchos aos (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 perodos 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 hidrolgico debe ser evaluado correctamente, para la ms amplia comprensin de las interrelaciones entre la temperie y el crecimiento de las plantas. Tales estudios son de importancia prctica, puesto que sus resultados pueden ser aplicados a muchos problemas agrcolas sensibles a las condiciones ambientales (temperie), donde la humedad es de fundamental importancia para explicar las variaciones en los productos agrcolas, la estimacin de rendimiento de los cultivos sobre una base previa a la cosecha, y la definicin de zonas agroclimticas.

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 fisiolgicamente activo; b) el agua es un reactivo en la fotosntesis; c) el agua es el solvente en el cual las sales, azcares y otras materias solubles se mueven de clula en clula, 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 clulas.

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

1) en la mayora de los cultivos, el crecimiento y desarrollo avanzan totalmente inalterados y el rendimiento del cultivo es mximo 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 ms pronunciados en tejidos y rganos que se hallan en los perodos de desarrollo y crecimiento ms rpidos.


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

rendimiento econmico de los cultivos.

Determinacin de las propiedades agrohidrolgicas del suelo

Cada suelo tiene ciertas propiedades fsicas y de agua las cuales influencian la cantidad de agua que se conserva en el suelo, su movilidad dentro de l y su disponibilidad para las plantas. Las propiedades fsicas 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 mxima, etc. Para los agrometeorlogos tiene n realmente importancia: la densidad de volmen, la capacidad de campo y el punto de marchitez. Muchos de ellos las denominan Propiedades agrohidrolgicas del suelo.

Densidad de volumen La densidad de volumen es el peso, en gramos, de un centmetro cbico (gr/cm3) de suelo absolutamente seco, no perturbado. Se entiende por suelo no perturbado, cuando dentro del volumen de un centmetro cbico estn incluidos tanto las partes slidas 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 ltimo se expresa en milmetros de agua, en la misma forma como se expresa la cantidad de lluvia cada. Los valores de la densidad de volumen del suelo son utilizados para transferir los porcentajes de humedad del suelo en milmetros de agua de suelo. Esto puede hacerse con la ayuda de la siguiente frmula:

W = a. b. c 10

lo que:

W = almacenaje total del agua del suelo en milmetros;

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

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

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

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

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

La densidad de volmen se puede determinar mediante dos mtodos principales:

Uno es el mtodo del ncleo y consiste en enterrar un muestreador metlico largo, cilndrico, con un borde cortante para introducirlo fcilmente en el suelo Las desventajas son que los muestreadores para capas profundas en el suelo (2m) no son fabricados regularmente, no trabajan en suelos hmedos y son ms costosos que el segundo. Este ltimo usa instrumentos que son fcilmente hechos en cualquier lugar, a bajo costo. Son necesarios 4 pequeos 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 volmen del cilindro, se obtiene la densidad de volmen del suelo.

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

Aunque la densidad de volmen 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 mxima cantidad de agua que puede contener el suelo, despus que se ha drenado toda el agua que penetra por gravitacin, que se ha impedido la evaporacin de la superficie del suelo y que no hay contacto directo entre la humedad del suelo y la capa fretica.

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, despus de fuertes lluvias o cuando la nieve se funde encampos cubiertos por esta. El suelo no puede estar a su capacidad total por perodos ms largos de tiempo debido a la fuerza de gravedad; el agua que se encuentra en los poros de gran tamao se infiltra a travs de las capas de suelo ms profundas y el subsuelo. A esta porcin 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 mxima cantidad de esta agua , el suelo est humedecido a la capacidad de campo.

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


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 vegetacin consume humedad del suelo y si no es recuperada por el agua de precipitacin o irrigacin, llegar el momento en que la planta comenzar a marchitarse, a pesar que todava haya humedad en el suelo.

El momento de marchitez permanente ocurre cuando el agua de suelo es absorbida por las partculas slidas del suelo, por fuerzas que son mayores a las fuerzas por medio de las cuales las races 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 das 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 categoras 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 estn a capacidad total por un corto perodo de tiempo durante el ao, se considera que el agua de lluvia disponible, para propsitos prcticos y de irrigacin, 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 mtodos para determinar o estimar el punto de marchitez. Consulte bibliografa propuesta.

BIBLIOGRAFA Compendio de apuntes de Meteorologa Agrcola para la Formacin del Personal Meteorolgico de

la Clase IV.

Tratado Ilustrado de Meteorologa: El agua en la atmsfera. Pag 66.

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

Optimizacin de la humedad del suelo para la produccin vegetal. El significado de la porosidad del suelo. Francs Sazn y Richard Barber. Consultores de la FAO Servicio de Manejo de las Tierras y de la Nutricin de Plantas. ORGANIZACIN DE LAS NACIONES UNIDAS PARA LA AGRICULTURA Y LA ALIMENTACIN Roma, 2005.

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

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