LA EVAPORACION Y TRANSPIRACION Y SUS METODOS

CÁLCULO

Prof. Autores:

Ing. Moreno Énid Dugaro Marino

SuberoLanni

Corneil Yenes

Brito Francismar

CemborainLuzbelys

Puerto Ordaz, Mayo de 2013

REPÚBLICA BOLIVARIANA DE VENEZUELA INSTITUTO UNIVERSITARIO POLITÉCNICO

“SANTIAGO MARIÑO” EXTENSIÓN GUAYANA

CATEDRA HIDROLOGIA

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INTRODUCCIÓN

La evaporación y la transpiración ocurren simultáneamente y no hayforma

sencilla de separar ambos procesos, por lo que al flujo de vapor de agua desde

una cubierta vegetal se le denomina de forma general evapotranspiración (ET).

La estimación precisa de la evapotranspiración no es una tarea simple. Los

procedimientos requieren el control continuo de un gran número de parámetros

físicos, meteorológicos y de la cubierta vegetal. Según el principio en que se

basan los equipos de medida.

La evaporación se puede calcular mediante fórmulas empíricas y semi-teóricas,

mediante la realización de un balancee energético de la masa de agua o bien

aplicando la ecuación de Penman, que es el método más preciso.

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LA EVAPORACION Y TRANSPIRACION Y SUS METODOS CÁLCULO

Evaporación

Los principales factores que inciden en la evaporación desde una superficie libre

son la radiación solar, como fuente de energía para suministrar el calor latente

de vaporización, la velocidad del viento requerida para transportar el vapor lejos

de la superficie evaporante y el gradiente de humedad específica del aire sobre

la superficie.

La evaporación desde el suelo y la vegetación sumada a la transpiración de las

plantas a través de los estomas de sus hojas, del agua que éstas captan a través

de sus raíces, se llama genéricamente evapotranspiración. Esta depende de los

mismos factores indicados para una superficie libre, además de la disponibilidad

de humedad en la superficie evaporante. Se denomina evapotranspiración

potencial a aquella que ocurriría desde una cubierta vegetal cuando la

disponibilidad de humedad no es limitante y ésta se calcula en forma similar a la

evaporación que ocurre desde una superficie libre. La evapotranspiración real

disminuye por bajo el nivel potencial a medida que el suelo se seca.

La evaporación es el resultado del proceso físico, por el cual el agua cambia de

estado líquido a gaseoso, retornando, directamente, a la atmósfera en forma de

vapor. También el agua en estado sólido (nieve, hielo) puede pasar directamente

a vapor y el fenómeno se llama sublimación. Es un cambio de estado y precisa

una fuente de energía que proporcione a las moléculas de agua, la suficiente

para efectuarlo. De forma directa o indirecta, esta energía procede de las

radiaciones solares. Todo tipo de agua en la superficie terrestre está expuesta a

la evaporación. El fenómeno será tanto más difícil cuanto menor sea la agitación

de las moléculas y tanto más intenso cuando mayor sea la cantidad de agua con

posibilidad de evaporarse.

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Factores Que Afectan A La Evaporación

A. Poder evaporante de la atmósfera, que a su vez está influido por: la

radiación solar, la humedad del aire (cuando menor es la humedad, mayor

evaporación), la temperatura (a mayor temperatura, menor humedad del aire y

mayor evaporación), el viento (favorece la evaporación), presión atmosférica y

altitud (a menor presión, mayor altitud y mayor evaporación).

B. Otros factores de la superficie evaporante: tipo de superficie evaporante (la

máxima evaporación ocurriría en una superficie de agua libre poco profunda),

temperatura (a mayor temperatura mayor evaporación) y composición química

del agua (cuanto menor sea la mineralización mayor será la evaporación

La evaporación crece al decrecer la presión atmosférica, manteniendo

constantes los demás factores. Por el contrario, al aumentar la altitud, decrece la

evaporación. Esta aparente contradicción se explica por la mayor influencia de

otros factores (temperatura del aire y del agua) en el ritmo de evaporación que

la producida por el decrecimiento con la altitud de la presión atmosférica.

Otro grupo de factores influyentes, surgen al considerar la naturaleza y forma de

la superficie evaporante: una superficie de agua libre presenta el mínimo de

dificultades a la evaporación. Esta dependerá de su extensión y profundidad. Si

ambas son pequeñas, los cambios atmosféricos y el terreno, tendrán una gran

influencia. En superficies extensas y profundas hay menor influencia del terreno

adyacente. La radiación solar calienta las capas superiores de agua, pero, no todo

este calor se emplea en producir evaporación. Una parte, calienta capas más

profundas y en ellas se produce un almacenaje de calor, que cuando cesa la

radiación o se enfrían las capas superiores, pasa de nuevo a ellas e incrementa la

posibilidad de evaporación. La evaporación de la humedad de un suelo sin

vegetación se produce en la capa superficial. Al disminuir la humedad de ésta, se

produce un desequilibrio y hay una atracción de humedad subyacente, que

asciende por capilaridad a la superficie, prosiguiendo la evaporación hasta que

esta agua capilar se agota. El agua higroscópica en equilibrio con la humedad

atmosférica no se evapora.

La unidad generalmente empleada para evaluar la evaporación es el mm de

altura de lámina de agua evaporada. Se emplea esta unidad con el fin de

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homogeneizar las medidas de las magnitudes que intervienen en el ciclo

hidrológico.

La evaporación en lagos y embalses no puede ser medida directamente como la

precipitación y el caudal. Es necesario determinarla por diferentes métodos:

Métodos del balance hídrico

Método del balance energético

Aerodinámico

Tanques de evaporación

A continuación se citan instrumentos para medir la evaporación:

A. La evaporación de superficies de agua libre, se mide con los atmómetros o

evaporímetros. Son de cuatro tipos:

1. Los estanques de evaporación tienen como principio común la medida del

agua perdida por evaporación de un depósito de regulares dimensiones.

Están concebidos para medir la evaporación de embalses o grandes lagos y

en general se sitúan próximos a ellos. Las medidas obtenidas son, en general,

superiores a la evaporación real y precisan coeficientes correctores que

dependen del modelo.

Subdivididos en tres tipos de estanques:

a) Ø El estanque clase A es un depósito cilíndrico de chapa galvanizada

con un diámetro de 120 cm y 25,4 cm de altura, instalado sobre un

enrejado de madera, a unos 15 cm del suelo. El agua previamente

medida, debe mantenerse en días sucesivos entre dos señales a 20 y 17,5

cm del fondo del recipiente. La medición se efectúa apoyando en un tubo

de nivelación un tornillo micrométrico que tiene un extremo en forma de

gancho cuya punta se enrasa con el nivel de agua. Al lado de este

estanque siempre debe haber un pluviómetro.

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b) Ø El estanque enterrado, tiene forma de paralelepipédica con sección

recta cuadrada de lado 0,91 m. La altura es de 0,46 m. Para instalarlo se

hunde en el terreno, hasta que la boca queda 10 cm sobre él. Se procura

que el agua de llenado, enrase con el terreno.

c) Ø El estanque flotante, pretende acercarse más a las condiciones de la

superficie evaporante real. Se sitúa flotando sobre el embalse o río en

observación. Naturalmente existen problemas de amarraje y estabilidad.

2. Evaporímetro de balanza. Es un pequeño depósito de 250 cm2 de sección y

35 mm de profundidad, lleno de agua e instalado sobre una balanza tipo

pesa-cartas, en la que se hacen lecturas sucesivas para medir la pérdida de

peso. La pequeña dimensión del depósito hace que sus paredes influyan

demasiado en la evaporación. Tiene la ventaja de poderse usar como

evaporígrafo, para registro continuo de la variación del fenómeno, si se le

adaptan elementos registradores, tambor giratorio y plumilla.

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3. Las porcelanas porosas presentan al aire una esfera o un disco de porcelana

porosa, en contacto con un depósito de agua que las alimenta ayudado por la

presión atmosférica. En la práctica se utilizan, fundamentalmente, como

aparatos de investigación y se han empleado en estudios de transpiración.

4. Las superficies de papel húmedo. El modelo más usado, que se basa en la

idea de humedecer permanentemente un papel expuesto al aire, es el

evaporímetro Piché. El depósito humedecedor es un tubo graduado, que se

coloca invertido con la boca libre hacia abajo. Esta tapa con un papel secante

sujeto por medio de una arandela metálica. La evaporación produce el

secado del papel y una succión de agua del depósito. Se mide el descenso de

agua en el tubo.

B. Para la medida de la evaporación desde suelos sin vegetación se utilizan:

1. Estanques lisimétricos y lisímetros.

2. Parcelas experimentales.

Ambos tipos se utilizan también para medir evapotranspiración cuando el suelo

esté cubierto por vegetación.

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Métodos Para Medir La Evaporación

Tanques De Evaporación

Los depósitos o tanques de evaporación utilizados son de formas, dimensiones y

características diferentes. La evaporación diaria se calcula evaluando la

diferencia entre los volúmenes de agua en el tanque en días sucesivos, teniendo

en cuenta las precipitaciones durante el período considerado. El volumen de

evaporación entre dos observaciones del nivel del agua en el tanque se estima

mediante la fórmula:

E=P ± ΔD

Donde:

P: es la altura de precipitación entre las dos mediciones

ΔD: la altura del agua añadida (+) o sustraída (-) del tanque.

Además del tanque, se emplean los siguientes instrumentos en las estaciones

evaporimétricas: un anemógrafo integrado o anemómetro, situado a uno o dos

metros por encima del tanque para determinar el movimiento del viento sobre el

tanque, un pluviómetro o pluviógrafo, termómetros o termógrafos que

proporcionan las temperaturas máxima, mínima y media del agua del tanque,

termómetros o termógrafos de máxima y mínima para medir las temperaturas

de aire, o un psicrómetro si se desea conocer la temperatura y humedad del aire.

La relación entre valores medidos en una misma estación con tanques flotantes y

evaporímetros está comprendida entre 0.45 y 0.6.

Se los puede clasificar en dos categorías, según que estén dispuestos en la

superficie del suelo o enterrados en éste:

a. Los tanques superficiales tienen la ventaja de una instalación muy sencilla.

Además, sus resultados no corren el riesgo de ser falseados por el rebote de

las gotas de lluvia que caen en el terreno lindante. En cambio, son muy

sensibles a las variaciones de la temperatura del aire y a los efectos de la

insolación. Si se aíslan térmicamente las paredes exteriores del tanque para

reducir el intercambio de calor con el ambiente, se observan tasas de

evaporación más bajas.

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Tanque de evaporación y sus componentes

El tanque Tipo A tiene un diámetro de 121.9 cm y una profundidad de 25.4

cm, la profundidad del agua es mantenida entre 17.5 y 20 cm. Está

construido de hierro galvanizado no pintado y colocado sobre un enrejado a

15 cm sobre el nivel del terreno. La medición se realiza apoyando en un tubo

de nivelación un tornillo micrométrico que tiene un extremo en forma de

gancho cuya punta se enrasa con el nivel del agua. El coeficiente de

reducción aconsejado para pasar de las medidas del estanque a la

evaporación real anual es 0,7, variando mensualmente este valor entre 0,6-

0,8

Tanque tipo A

Los tanques enterrados son menos sensibles a las influencias de la temperatura y

la radiación en las paredes, pero las gotas de lluvia que rebotan en el suelo y los

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detritos que recogen pueden ser la causa de errores de medición. En general,

son de más difícil instalación y mantenimiento.

Balance Hídrico

Este método está basado en el principio de conservación de la masa aplicado a

una parte del ciclo hidrológico. La evaporación en un cuerpo de agua natural o

artificial queda determinada por la diferencia entre las variables de entrada,

precipitación P y caudal de entrada I, y las variables de salida: almacenamiento

en las orillas Vs, caudal de salida O y la variación en el volumen de

almacenamiento DS.

E = P + I -Vs -O± DS

En el método del balance hídrico se puede utilizar para estimar la

evapotranspiración, ET, cuando pueden medirse o estimarse la precipitación P, el

escurrimiento Q, y las variaciones del almacenamiento, ΔS. La ecuación utilizada

es:

ET = P – Q – Qss ±ΔS

La estima de la evapotranspiración anual de una cuenca para un año hídrico es la

diferencia entre la precipitación y el escurrimiento, si se puede establecer por

estudios geo-hidrológicos que la infiltración profunda es relativamente

insignificante. Deben coincidir las fechas elegidas para el comienzo y final del año

hídrico con la estación seca, cuando la cantidad de agua almacenada es

relativamente pequeña y el cambio en almacenamiento de un año a otro es

mínimo.

Si se desea calcular la evapotranspiración para un período más corto, como una

semana o un mes, debe medirse la cantidad de agua almacenada en el suelo y en

el canal del curso del agua. Esto es posible solo para cuencas pequeñas, y la

aplicación del método de balance hídrico para esos períodos cortos se limita

generalmente a parcelas o cuencas experimentales de algunas hectáreas.

Para la evapotranspiración media anual, la variación en el almacenamiento es

generalmente mínima, y la evapotranspiración puede ser estimada a partir de la

diferencia entre la precipitación media anual y el escurrimiento medio anual.

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El volumen de precipitación que cae en una cuenca o parcela debe medirse con

exactitud por una red de pluviómetros, y el número requerido dependerá de la

variabilidad esperada de la precipitación en la cuenca o parcela de que se trate.

El escurrimiento deberá ser medido con los instrumentos y métodos para

efectuar mediciones continuas del caudal. La variación de almacenamiento de

agua en el suelo se mide como dos componentes separados: la zona saturada y la

zona no saturada. Se requieren mediciones de nivel de la capa freática en pozos

y de la humedad del suelo en la zona no saturada.

El nivel de la capa freática puede ser determinado midiendo la distancia que

existe entre puntos de referencia determinados y la superficie del agua en pozos,

al final de cada período de tiempo para el cual la evapotranspiración va a ser

calculada. La variación en el volumen de almacenamiento de agua es igual al

cambio medio del nivel de agua en los pozos multiplicado por el rendimiento

específico de la formación y por el área de la cuenca o parcela en la que se

efectúa la medición. La cantidad de agua que pierde la cuenca por infiltración

profunda no puede medirse directamente. Para conocer la magnitud relativa de

este flujo, que debe tenerse en cuenta al elegir el área experimental, es preciso

hacer un estudio hidrogeológico de las características hidráulicas de las capas

adyacentes. Este término, en general es tan insignificante que puede pasarse por

alto en estudios del balance hídrico.

Este método no es el más recomendado, debido a que los errores en las

mediciones de las variables de entrada, salida y almacenamiento son a menudo

grandes comparados con la evaporación calculada.

Método del balance de energía

La evapotranspiración es uno de los principales flujos de energía en el

intercambio energético entre la superficie terrestre y la atmósfera. El cambio de

fase requiere una gran cantidad de energía, por lo que está limitada a la cantidad

de energía disponible. Debido a esta limitación, es posible predecirla cantidad de

evapotranspiración aplicando el principio de conservación de la energía según el

cual, la energía que llega a la superficie debe ser iguala la energía que sale de la

misma, dentro de un periodo determinado.

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La ecuación del balance de energía de una superficie, considerando sólo los flujos

verticales es la siguiente:

dónde:

Rn = Radiación neta en la superficie (W m-2), es la energía intercambiada

por radiación.

G = Flujo de energía en forma de calor intercambiado por conducción

entre la superficie del cultivo y el suelo (W m-2 ).

ET = Calor latente, es el flujo de energía en forma de calor asociado al

flujo de vapor de agua (W m-2). Esta es la energía que se requiere para el

proceso de evaporación. Así es el calor latente de vaporización, es decir, la

energía necesaria para evaporar la unidad de masa.

H = Calor sensible, es el flujo de energía en forma de calor intercambiado

por convección entre la superficie y la atmósfera (W m-2), es decir debido a la

diferencia de temperaturas entre la superficie y la atmósfera.

En la ecuación del balance de energía se han considerado una serie de

simplificaciones, atendiendo en general al valor relativo de los flujos de energía,

así como al intervalo temporal en que será aplicada. Así, se ha considerado que

flujos como el relativo al proceso de fotosíntesis o el almacenado en el sistema

constituyen una porción despreciable del balance de energía (Hillel, 1998).

Tampoco se ha tenido en cuenta el flujo de energía horizontal, llamado

advección, puesto que su aplicación está indicada en grandes superficies de

vegetación.

El flujo de vapor de agua, ET, es la masa de agua transportada por unidad de

tiempo y unidad de superficie (kg m-2s-1) en el Sistema Internacional (SI). Es

usual considerar en lugar de masa, el volumen de agua transportado. Para una

densidad del agua de 1000 kg m-3, la ET puede expresarse en milímetros (l m-2)

por unidad de tiempo. Este flujo de vapor de agua se obtiene a partir de la

ecuación del balance de energía, dividiendo el calor latente ET (que puede venir

expresado también en MJ m-2 día-1) entre el calor latente de vaporización, ,

que es la cantidad de energía necesaria para vaporizar la unidad de masa de

agua. El valor de depende de la temperatura.

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La fracción evaporativa queda representada por la ecuación:

Radiación Neta: El balance de radiación en la superficie se lleva a cabo de la

forma que se presenta en la figura.Interviene la radiación de onda corta

incidente (radiación solar) y reflejada, así como la radiación de onda larga

incidente y reflejada. La radiación neta superficial se obtiene con la diferencia de

ganancias y pérdidas (balance).

Balance de radiación en la superficie

Fórmula De Thornthwaite

Thornthwaite utiliza como variable primaria para el cálculo de

evapotranspiración potencial la media mensual de las temperaturas medias

diarias del aire. Con ella se calcula un índice de calor mensual, según la fórmula:

i= (t/5)1,514

y se halla el valor del índice de calor anual, I:

I= ∑i

siendo ∑i la suma de los doce índices mensuales del año considerado. Para meses

teóricos de 30 días, con 12 horas diarias de sol, formula la siguiente expresión:

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ε= 16(10t/I)a

ε= evapotranspiración potencial media en mm/día

t= temperatura media diaria del mes en °C

I= índice de calor anual

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

Finalmente tiene en cuenta la duración real del mes y el número máximo de

horas de sol, según la latitud del lugar, y llega a la expresión:

ETP= K·ε

donde:

ETP= evapotranspiración potencial en mm/mes

K=

N= número máximo de horas de sol, según la latitud

d= número de días del mes

ε= valor obtenido con la fórmula

Formula de Penman

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Fórmulas Empíricas

Se han identificado del orden de 100 expresiones que determinan coeficientes

de la Ley de Dalton, basadas en datos locales y de diferentes técnicas de

medición, algunas con datos en "tierra", otras con datos sobre superficies de

agua y con datos de temperatura y viento medidas a diferentes alturas. Helrich

et al (Bras, 1990) presentaron en 1982 una recopilación de algunas de estas

fórmulas, convirtiéndolas a mediciones a 2m de altura y en unidades métricas.

Algunas de éstas, con la energía Qe en [Watt/m2], la presión de vapor e en [mb],

la temperatura T en [ C], la superficie A en [Ha] se presentan a continuación:

- Lago Hefner (datos del lago, 1954)

- Meyer (estanque pequeño calentado, 1942)

)e-e(v3,75 = Q 2s2e

)e - e()v2,2 + (7,9 = Q 2s2e

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- Harbeck (datos de varios lagos, 1962)

- Rimsha y Donchenko (ríos con descargas térmicas, 1957)

Para convertir cualquiera de las expresiones anteriores a tasa de evaporación se

debe dividir Qe por el calor latente lv y la densidad del agua .

)e-e(A

v5,82 = Q 2s0,05

2

e

)e-e)(v3,1+ T0,26 + (6 = Q 2s2e

T - T = T 2s

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CONCLUSIÓN

El ciclo hidrológico conlleva diversos factores en los cuales intervienes cada una

de las etapas que lo integran. Iniciando por la evaporación, transpiración o

evapotranspiración para luego proceder a la condensación, precipitación,

infiltración y de nuevo a la evaporación. Cada una de estas etapas son estudiadas

y calculadas mediante diversos métodos los cuales han sido expuestos y

experimentados.

Los métodos para los cálculos de evaporación sean,Tanques de evaporación,

Balance hídrico, Balance de energía, Fórmula de Penman, y Fórmula o métodos

empíricos o semi-empíricos. Demuestran la cantidad de evaporación que se

produce desde superficies libres de agua, algunos con mayor exactitud y con

distintas metodologías y datos.

El caculo de evaporación permite obtener los datos y registros necesarios para el

diseño de obras civiles como al igual conocer el estado del agua en el planeta y

su comportamiento.

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LISTA DE REFERENCIAS

Chow, V.T.;Maidment, D.R.; Mays, L.W. (1994) Hidrología Aplicada.Colombia.

Bogotá. McGraw-Hill,

CherequeWendor. (1990). Hidrología Para Estudiantes De Ingeniería Civil. (2da

edición). Perú. Lima. CONCYTEC

Cartes Mauricio; Vargas Ximena. (2007). Hidrología.[Articulo en

línea].Universidad de Chile. [Artículo publicado]. Santiago de Chile. Consultada

25/05/2013

CPTS. (2010). Método Para Realizar Balance De Masa, Balance De Energía Y

Cálculo De Consumos Y Descargas Específicos.[Publicación en línea]. Centro:

CPTS. España. [Consultada 25/05/2013]

http://www.cpts.org/prodlimp/guias/Cueros/ANEXOD.pdf