En las cuencas cerradas la escorrentía producida retorna a la atmósfera vía evaporación, desde las zonas bajas o terminales. El equilibrio hídrico se establece entonces por medio de la descarga del agua superficial en lagos o lagunas terminales (desde donde se evapora), del agua subterránea en vertientes (la cual eventualmente puede llegar a lagunas terminales) y de la evaporación difusa de ésta a través de la zona no saturada del suelo. Esta evaporación representa entonces el caudal promedio resultante del balance hídrico de la cuenca.

Medir la tasa de evaporación en las zonas terminales de las cuencas cerradas se constituye entonces en una útil metodología para cuantificar los recursos hídricos renovables factibles de ser aprovechados.

A continuación se analizan los principales factores que inciden en la velocidad con que se desarrolla el proceso de evaporación en las zonas terminales de las cuencas cerradas y se presentan los resultados alcanzados a la fecha en la evaluación de estos recursos, describiendo brevemente las diferentes técnicas utilizadas.

El trabajo que se presenta fue realizado en 1990. Hoy se está aplicando en Chile los principios y conclusiones que se postularon en dicha oportunidad. Las aguas aprovechadas desde las cuencas cerradas se están utilizando principalmente en la minería, la cual repone -a partir de pozos de mitigación- el caudal de las vertientes que abastecen las lagunas existentes en los salares, si es que llegasen a ser afectadas y por todo el período del impacto.

Evaporación solar desde superficies de aguas salinas
La evaporación natural (solar) de las aguas en las lagunas terminales conduce a que éstas presenten un alto contenido de sales disueltas (salmueras). Su evaporación desde superficies de agua libre: debe obtener suficiente energía de la radiación solar para cambiar a estado gaseoso y así disiparse en la atmósfera.

En términos generales, la tasa de evaporación desde una superficie de agua libre (Ew) puede ser calculada como: Ew = k (Pw – Pa) donde k es el coeficiente de transferencia de masa desde el agua al aire, Pw es la presión de vapor de la superficie de agua y Pa es la presión parcial del vapor de agua en el aire. A medida que la salinidad del agua aumenta, disminuye la presión de vapor por lo que la evaporación disminuye. Warren (1966) indica que, para las mismas condiciones meteorológicas, la diferencia de tasas de evaporación entre agua (Ew) y salmuera (Eb) es proporcional a la diferencia de temperaturas de equilibrio (Tb – Tw). Entonces, como a medida que la salinidad del agua aumenta, la diferencia de temperaturas puede adquirir una apreciable magnitud, la tasa de evaporación desde salmueras puede reducirse considerablemente.

Con el propósito de incluir las condiciones de salinidad existentes en las aguas naturales, en el presente estudio se han utilizados mediciones experimentales de evaporación desde salmueras (relaciones Eb/Ew en función de la densidad del agua) realizadas en el Salar de Atacama (II Región, altitud 2.300 m.snm) para corregir las mediciones existentes en evaporímetros USWB Tipo A, efectuadas con aguas sin concentraciones significativas de sales.

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Evaporación del agua subterránea a través del suelo
Puede presentarse cuando la superficie freática del agua subterránea se encuentra poco profunda. Dependiendo de esa profundidad, el proceso de evaporación se presentará:

1. Desde Suelo Húmedo. Cuando la superficie del agua subterránea está cercana a la superficie del terreno, el suelo entre esas dos superficies estará suficientemente húmedo, quedando la evaporación del agua subterránea gobernada exclusivamente por las condiciones meteorológicas externas, independientemente de las propiedades físicas del suelo (es decir, velocidad de suministro de agua al frente de evaporación es mayor que la velocidad de evaporación).

2. Desde Suelo Seco. Si la superficie freática se encuentra suficientemente profunda, existirá una capa de suelo superficial bastante seco. En este caso, la velocidad a la cual el perfil de suelo no saturado puede transmitir humedad a la superficie es menor al potencial evaporativo atmosférico, siendo por lo tanto esa la condición limitante. La tasa de evaporación del agua subterránea quedará determinada entonces exclusivamente por la capacidad de conducción de humedad del medio poroso no saturado, ubicándose la superficie de evaporación dentro del perfil de suelo.

De acuerdo a lo anterior y asumiendo que el proceso de evaporación se desarrolla en régimen permanente, el flujo máximo de humedad que el suelo puede transmitir al frente de evaporación quedará determinado por la ubicación de la superficie freática del agua subterránea y por las propiedades hidráulicas de transmisión del medio poroso. Grilli y Vidal (1986) proponen:

Evap = Eb cuando Z < zlím, y evap = eb exp[-a (z –zlím)] para z > Zlím

Donde “Evap” representa la evaporación desde el suelo cuando el nivel saturado se encuentra a una profundidad “Z” bajo la superficie del terreno (positivo hacia abajo), “Eb” es la tasa de evaporación correspondiente a superficie libre de la salmuera (expuesta a la atmósfera) y se alcanza cuando el agua subterránea se encuentra a una profundidad menor o igual a “Zlím”; “a” es un parámetro constante.

Mermoud y Morel-Seytoux (1989) proponen:

Evap = Eo Z-m

Donde “Z” es la profundidad a la superficie del agua subterránea, “Eo” y “m” son constantes dependientes de las propiedades hidráulicas de transmisión del medio poroso.

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Resultados obtenidos
Para cuantificar el caudal total efluente vía evaporación desde las principales cuencas cerradas entre la I y III Regiones administrativas de Chile, se han utilizado diferentes metodologías:

1. Balance Hídrico: El caudal evaporado en la zona terminal es calculado como el caudal afluente a la zona de alta evaporación más la precipitación sobre esa superficie. Además, el caudal afluente a esta zona se calcula como la precipitación menos la evapotranspiración real en la subcuenca afluente a la zona de evaporación.

2. Lisímetros: Consiste en tanques enterrados, abiertos sólo en la superficie del terreno; contienen suelo inalterado. En ellos puede simularse un nivel freático del agua subterránea y medirse directamente el agua consumida en evaporación.

3. Teoría del Flujo en zona no saturada: Puede calcularse el flujo ascendente midiendo los gradientes que generan el movimiento de humedad y estimando los coeficientes fenomenológicos que los relacionan.

4. Teoría del fraccionamiento isotópico: La molécula de agua que asciende experimenta fraccionamiento isotópico por evaporación. Simulando el proceso y ajustando el modelo teórico a valores de delta O¹⁸ del agua contenida en el perfil no saturado de suelo, puede calcularse la evaporación.

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Las tres últimas metodologías corresponden a evaluaciones puntuales (en un perfil de suelo). Su extrapolación espacial es efectuada utilizando expresiones tales como las propuestas por Grilli y Vidal (1986) y por Meermoud y Morel-Seytoux (1989)

Con base en estudios preliminares efectuados en la zona (cuyos objetivos han sido verificar técnicas, metodologías e instrumental en condiciones de terreno), pueden calcularse los recursos hídricos medios anuales que se están evaporando en las principales cuencas cerradas de las regiones I a III (caudales medios anuales efluentes de las cuencas vía evaporación desde las zonas terminales). Los resultados obtenidos se presentan en Tabla 1. Ir a Tabla 1

Conclusiones y recomendaciones
En Tabla 2 se presentan las evaluaciones efectuadas, agrupadas por Regiones administrativas de Chile. Puede apreciarse que, reduciendo o evitando la evaporación del agua subterránea en estas cuencas, puede aumentarse significativamente la oferta hidrológica de recursos hídricos renovables. Ir a Tabla 2

Es posible aprovechar una fracción del caudal que se está evaporando, interceptando el caudal subterráneo afluente a la zona de alta evaporación. Con estas captaciones se profundizarán los niveles freáticos, reduciendo los caudales evaporados. Entonces, el caudal renovable factible de ser aprovechado puede ser calculado como la diferencia entre el actualmente evaporado y el que se evaporaría con la nueva ubicación de la superficie freática.

La posible utilización de esta agua trae asociado algunos problemas que deben ser adecuadamente manejados:

• Contaminación del agua alumbrada, por desplazamiento del agua salina existente en la zona de alta evaporación.

• Merma de las aguas superficiales (lagunas alimentadas por afloramientos de aguas subterráneas: vertientes) que están siendo utilizadas por la fauna silvestre. Su efecto puede minimizarse reponiendo el caudal de agua -con las mismas características de constitución química- por medio del bombeo artificial desde pozos construidos especialmente para tales efectos (pozos de mitigación) y por el período necesario hasta que se recupere el caudal original de las vertientes después que ha cesado el aprovechamiento de las aguas para fines humanos (industrias, agua potable, minería u otro).

• Reducción de la disponibilidad de agua para la vegetación natural. Su impacto puede minimizarse aplicando riego artificial a las zonas o especies que se quieran preservar, con las aguas alumbradas desde los pozos de mitigación.

  Referencias bibliográficas

  Grilli, A y Vidal, F. (1986) “Balance Hidrológico Nacional. II Región”. Dirección General de Aguas, Pub. SDEH 86/1

  Ide, F. (1978) “Cubicación del Yacimiento Salar de Atacama. Corfo, Comité de Sales Mixtas.

  Mermoud, A. y Morel-Seytoux H.J. (1989) “Modélication et observation du flux hydrique vers la surface du sol depuis une nappe peu profonde. Hydrol.Continent. Vol.4, Nº1, pp.11-23 ORSTOM

  Warren, C (1966) “Factors Determining the Rate of Solar Evaporation in the Production of Salt. 2º Ohio Geol.Soc.Symp.of Salt. Pp.152-167