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7/28/2019 Mtodos para medir la evaporacion en superficies de agua libres.docx
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Profesor Elaborado por:Moreno, Enid Amarista, Luiggi
Bravo, AndreinaMorales, Isnelvi
Marcano, FranklinRivas, Samuel
Seccin S
Ciudad Guayana, Junio de 2013
REPBLICA BOLIVARIANA DE VENEZUELA
MINISTERIO DEL PODER POPULAR PARA LA EDUCACIN
I.U.P. SANTIAGO MARIO
EXTENSIN GUAYANA
ESCUELA: 42 - INGENIERIA CIVIL
CATEDRA: HIDRLOGIA
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INTRODUCCION
La evaporacin y la transpiracin son las vas de abstraccin hdrica bsicas del
ciclo hidrolgico. Durante la escorrenta, la cuanta de las abstracciones es desdeable. La
mayor parte de la evaporacin y de la transpiracin se produce entre episodios de
escorrenta, que suelen ser de duracin prolongada.
Por ello, las abstracciones son especialmente importantes durante esos perodos
intermedios. El efecto combinado de la evaporacin y de la transpiracin se denomina
evapotranspiracin. Sobre grandes extensiones terrestres de las zonas templadas,
aproximadamente dos tercios de la precipitacin anual experimenta evapotranspiracin,
mientras que el tercio restante discurre en forma de corrientes de agua y aguas subterrneas
hacia los ocanos.
En regiones ridas, la evapotranspiracin puede ser todava ms cuantiosa,
devolviendo a la atmsfera hasta un 90 por ciento o ms de la precipitacin anual. La
evaporacin establece tambin un vnculo entre la hidrologa con las ciencias atmosfricas
y, en su variante de transpiracin, con la agronoma.
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EVAPORACION
Se entiende por evaporacin el proceso en virtud del cual el agua pasa del estado
lquido o slido al estado gaseoso mediante la transferencia de energa calrica.
En el ciclo hidrolgico la evaporacin es un proceso importante, hasta el punto de
que, a nivel continental, entre un 70 y un 75 por ciento de la precipitacin anual total
retorna a la atmsfera por evaporacin y transpiracin. En climas clidos, la prdida de
agua por evaporacin en ros, canales y equipos de almacenamiento de agua a cielo abierto
es de vital importancia, ya que la evaporacin detrae una proporcin considerable del
suministro total de agua. La mayor parte del agua utilizada para fines beneficiosos acaba
retornando a los ros y acuferos y puede ser reutilizada, mientras que el agua perdida por
evaporacin desaparece completamente del suministro aprovechable. Incluso en reas
hmedas, la prdida por evaporacin es notable, aunque la acumulacin de precipitacin
tiende a enmascararla, de modo que no se reconoce salvo en perodos sin lluvia.
Los embalses presentan grandes superficies expuestas a evaporacin y son, por ello,
un factor importante de prdida de agua, aunque posiblemente reducen la evaporacin
natural, ya que confinan en embalses profundos las masas de agua, que de otro modo se
ocuparan grandes extensiones.
Los factores que controlan la evaporacin son conocidos desde hace mucho tiempo,
pero es difcil evaluarlos a causa de la interdependencia de sus efectos. Por lo general, sin
embargo, la evaporacin acusa los efectos de la temperatura, del viento, de la presin
atmosfrica, de la humedad, de la calidad del agua, de la profundidad del agua, del tipo y
naturaleza del suelo, y de la forma de la superficie.
MEDICIN DE LA EVAPORACIN
Mtodos directos
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Aunque existen mtodos razonablemente exactos de medicin de la evaporacin y
de la evapotranspiracin mediante tanques de evaporacin y pequeas masas de agua y de
suelo, no es actualmente posible medir de manera directa cualquiera de esos fenmenos en
grandes superficies de agua o de tierra. Sin embargo, se han desarrollado varios mtodos
indirectos que arrojan resultados aceptables. A tal fin se utilizan tanques de evaporacin y
lismetros.
En embalses y parcelas de terreno o cuencas pequeas es posible obtener valores
estimativos mediante mtodos de balance hdrico o balance energtico, mtodos
aerodinmicos y otros. Algunos de los mtodos directos son los que se indican a
continuacin.
Evaporacin en tanque
Para estimar la evaporacin en masas de agua libre se utilizan por lo general
registros de evaporacin en tanque. Los tanques pueden ser de seccin cuadrada o circular,
instalados enteramente por encima del terreno o insertados en ste de modo que el nivel de
agua sea aproximadamente el mismo que el del suelo. Pueden estar tambin instalados en
plataformas flotantes ancladas, en la superficie de lagos u otras masas de agua.
Existen tres tipos de tanque: el tanque de clase A, de Estados Unidos (figura 1), el
tanque GGI-3000 (figura 2), y el tanque de 20 m2 de la Federacin de Rusia. El tanque de
clase A ha sido recomendado por la OMM y por la AICH como instrumento de referencia,
ya que su respuesta ha sido estudiada en muy diversas condiciones climticas y para un
amplio intervalo de valores de latitud y de elevacin.
El tanque GGI-3000 y el de 20 m2 se utilizan en la Federacin de Rusia y otros
pases en condiciones climticas diferentes, ya que poseen caractersticas operacionales
fiables y una relacin extremadamente estable con los elementos meteorolgicos que
influyen en la evaporacin.
Adems del tanque, se necesitan otros instrumentos, como los anemgrafos o
anemmetros integrados, los medidores de precipitacin no registradores, los termmetros
o los termgrafos en el caso de la temperatura del agua, los termmetros de mxima y
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mnima o los termgrafos en el caso de la temperatura, o los higrotermgrafos o
higrmetros.
Figura 1. Tanque de clase a (estados unidos) Figura 2. Tanque ggI-3000
Al instalar un tanque de evaporacin, hay que asegurarse de que su emplazamiento
est razonablemente nivelado y exento de obstrucciones. En lugares en que el clima y el
suelo normales no permiten el mantenimiento de una capa de suelo, la capa del terreno ser
lo ms semejante posible a la capa natural del lugar. En los casos en que existan
obstrucciones, como rboles, edificios, matojos o abrigos de instrumentos, aqullas no
deberan estar a una distancia menor al cudruplo de la altura del objeto sobre el tanque. En
ningn caso se situar el tanque o el instrumento sobre una losa o pedestal de cemento, ni
sobre asfalto o gravilla.
Se deber situar los instrumentos de tal modo que no arrojen sombra sobre el
tanque. Las dimensiones mnimas de la parcela sern de 15 m x 20 m. El terreno utilizado
estar cercado, a fin de proteger los instrumentos y de impedir que los animales beban el
agua. La cerca estar construida de manera que no afecte a la estructura del viento sobre el
tanque.
El nivel de agua en el tanque se medir con exactitud antes y despus de llenar ste.
Esta operacin puede efectuarse mediante dos procedimientos:
a) determinando el nivel de agua mediante un dispositivo de gancho, consistente en
una balanza mvil con vernier provista de un gancho y confinada en una cmara con agua
detenida sobre el tanque. Sera posible utilizar tambin un flotador. Mediante un recipiente
calibrado, se agrega o retira agua en cada observacin de modo que el nivel de sta se
mantenga en un valor previamente especificado; y
b) el nivel de agua puede determinarse tambin mediante el procedimiento
siguiente:
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i) se coloca un recipiente de pequeo dimetro provisto de una vlvula sobre una
superficie de trabajo situada bajo la superficie del agua en el tanque;
ii) se abre la vlvula, y se permite que el nivel de agua en el recipiente se iguale con
el del tanque; y
iii) se cierra la vlvula, y se determina con exactitud el volumen del agua en el
recipiente mediante un tubo graduado.
La altura del agua sobre la superficie de trabajo se determina a partir del volumen de
agua contenido en el recipiente y de las dimensiones de ste. La evaporacin diaria se
calcula en base a la diferencia de nivel de agua en el tanque en das sucesivos, corregida
para tener en cuenta la precipitacin cada durante ese perodo. La cantidad de evaporacin
sobrevenida entre dos observaciones del nivel de agua en el tanque se determina mediante
la expresin siguiente:
E = P d
donde P es la altura de la precipitacin durante el perodo transcurrido entre ambas
mediciones, y d es la altura del agua agregada (+) o retirada () del tanque.
Se utilizan varios tipos de tanques de evaporacin automticas. En el tanque, el
nivel de agua se mantiene automticamente constante mediante descargas de agua
provenientes de un depsito de almacenamiento, o extrayendo agua del tanque en caso de
precipitacin. Seguidamente se registra la cantidad de agua aadida o retirada del tanque.
La principal dificultad a la hora de utilizar tanques de clase A para medir
directamente la evaporacin radica en la utilizacin de coeficientes que conviertan las
mediciones efectuadas en un depsito pequeo en valores caractersticos de grandes masas
de aguas libres. Como alternativa a la estimacin clsica de la evaporacin, en el artculo de
Keskin y otros (2004) se ha sugerido la utilizacin de lgica borrosa.
Mtodos indirectos
Debido a los problemas que plantean las mediciones directas de la evaporacin en
lagos y embalses, se utilizan frecuentemente mtodos indirectos basados en el balance
hdrico y energtico, mtodos de tipo aerodinmico, o combinaciones de ambos. Los
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elementos meteorolgicos incorporados en que se basan estos mtodos son la radiacin
solar y de onda larga, la temperatura superficial del aire y de la superficie del agua, la
humedad atmosfrica o la presin de vapor, y el viento.
En las secciones siguientes se describen los instrumentos y procedimientos
observacionales utilizados para medir tales elementos. En secciones posteriores del
presente captulo se expondr la manera de utilizar estas observaciones para la aplicacin
de diversos mtodos indirectos de estimacin de la evaporacin.
Radiacin solar
La radiacin solar total incidente (de onda corta) se medir en un emplazamiento
cercano al embalse mediante un piranmetro, y los resultados sern registrados de manera
continua. La radiacin entrante de onda corta sobre una superficie horizontal se mide con
un piranmetro. La mayora de los piranmetros modernos
estn basados en termopilas multiunin, y estn cubiertos
de cpulas de vidrio simple o doble que permiten
nicamente el paso de la radiacin en el intervalo de 0,3 a 3
m hasta la superficie sensible del piranmetro (figura 3).
Algunos tipos de piranmetro presentan una superficie
negra a la que se conectan la mitad de las termouniones, mientras que las restantes estn
situadas de modo que perciban la lenta variacin de la temperatura de referencia en un
bloque del latn apantallado de gran tamao. Otros modelos presentan una superficie
sensible constituida por varias superficies pintadas de blanco y de negro, con termouniones
en ambos casos.
Radiacin de onda larga
La radiacin de onda larga se mide indirectamente mediante radimetros de placa.
Estos instrumentos no presentan una respuesta selectiva a diferentes longitudes de ondas,
por lo que miden la totalidad del espectro. La radiacin de onda larga se calcula en
trminos de la diferencia entre la radiacin total recibida del sol y del cielo, tal como es
Figura 3. Pirradimetro (detalle del
sensor)
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observada por el radimetro; la radiacin solar se mide mediante un piranmetro instalado
en el mismo emplazamiento.
Hay un tipo de radimetro de onda larga consistente en una placa de 5 cm2 instalada
horizontalmente en la va de salida de un pequeo ventilador. La placa est situada entre
una superficie superior de aluminio pintado de negro y una superficie inferior de aluminio
pulimentada. Una termopila mide el gradiente vertical de temperatura al travs de una
lmina aislante, que constituye la capa central. La tensin en la termopila es proporcional al
flujo de calor descendente a travs de la placa, que a su vez es proporcional a la energa
recibida por la superficie negra, una vez restada la radiacin de cuerpo negro. Con el fin de
descartar los efectos de sta, se medir mediante un termopar la temperatura de la
superficie negra. La va de salida del ventilador tiene por objeto reducir al mnimo los
efectos del viento sobre el coeficiente de calibracin del aparato.
Temperatura del aire
La temperatura del aire se medir a 2 m de altura sobre la superficie del agua, en las
proximidades del centro del embalse. En embalses de pequeo tamao, la temperatura del
aire podra no alterarse apreciablemente a su paso a travs de la superficie del agua, en
cuyo caso podrn efectuarse mediciones satisfactorias en un emplazamiento situado en la
orilla, viento arriba.
Al medir la temperatura del agua, los termmetros debern estar protegidos del sol,
sin por ello restringir la ventilacin natural. Se han diseado apantallamientos de radiacin
especiales para termmetros de termopar. Las mediciones de la temperatura del aire
deberan presentar un error no superior a 0,3 C.
Temperatura de la superficie del agua
Para medir la temperatura del agua se utilizan varios tipos de termmetros, como los
de mercurio en vidrio o de mercurio en acero (incluidos los de mxima y mnima y los de
inversin), de resistencia de platino o termistor con circuito electrnico y medidor o
registrador, y los termmetros de termopar con voltmetro, con o sin registrador.
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El termmetro ms adecuado se determinar en funcin de la aplicacin deseada.
As, para las observaciones directas lo ideal sera un termmetro de mercurio en vidrio,
mientras que para los registros continuos podrn utilizarse dispositivos de resistencia o
termopar.
Los termgrafos, que producen un registro continuo de temperaturas, suelen estar
constituidos por un elemento detector de mercurio encapsulado en acero y sumergido en el
agua, que se conecta a un registrador grfico de forma circular o cilndrica provisto de un
transductor de tubo Bourdon. Al instalar un termgrafo, se procurar que las mediciones
obtenidas sean representativas de la temperatura del agua (Herschy, 1971).
Humedad o presin de vapor del aire
Las mediciones de humedad se efectan en el mismo lugar que las de temperatura
del aire. Para registrar los valores de observacin, los instrumentos ms adecuados son
psicrmetros provistos de un termmetro de termopar. Los termmetros de termopar
descritos en la seccin precedente sobre la temperatura del aire, juntamente con un
termmetro de termopar adicional que registre temperaturas de bulbo hmedo,
proporcionarn unos resultados adecuados. Los termopares de bulbo hmedo irn provistos
de una mecha y un depsito, instalados de modo que el agua alcance la temperatura de
bulbo hmedo. Los termmetros de bulbo hmedo debern estar protegidos de la radiacin
y, al mismo tiempo, mantener una ventilacin adecuada, con el fin de obtener una
temperatura de bulbo hmedo verdadera.
Viento
La velocidad del viento se medir en las proximidades del centro del lago o
embalse, a una altura de 2 m por encima de la superficie del agua. En la prctica, se utiliza
una balsa anclada, sobre la que se instalan los instrumentos.
Cualquier tipo de anemmetro estndar adecuado para transmitir indicaciones o
registros a distancia ser apropiado para determinar promedios diarios de la velocidad del
viento. Para los registros a distancia, los instrumentos ms adecuados son los anemmetros
de ventilador con rotor de tres palas.
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Las mediciones de viento efectuadas con este tipo de instrumentos suelen arrojar un
grado de exactitud de 0,5 m s1, que se considera aceptable para las mediciones de
evaporacin.
ESTIMACIN DE LA EVAPORACIN EN SUPERFICIES LIBRES
Para determinar la evaporacin en superficies de agua pueden utilizarse diversos
mtodos, entre ellos los siguientes:
a) balance hdrico;
b) balance energtico;
c) mtodos de transferencia de masas;
d) mtodos combinados; y
e) frmulas empricas.
Cualquiera de los mtodos precedentemente descritos permite determinar la
evaporacin. Por lo general, los instrumentos necesarios para aplicar los mtodos de
balance energtico y de transferencia de masas son bastante costosos, al igual que el
mantenimiento de las observaciones. Por ello, son ms habituales el mtodo del balance
hdrico y la utilizacin de tanques de evaporacin. La utilizacin de tanques es el mtodo
menos costoso, y en muchos casos proporcionar unas estimaciones adecuadas de la
evaporacin anual. Sea cual sea el mtodo que se seleccione, ste depender, sin embargo,
del grado de exactitud requerido. A medida que mejore la capacidad para evaluar los
parmetros del balance hdrico y del balance energtico, mejorarn tambin las
estimaciones de la evaporacin resultantes.
Balance hdrico
Los instrumentos son una herramienta vital en el trabajo meteorolgico, nos
permiten cuantificar parmetros ambientales bajo un convencimiento reglamentado,
facilitando la medicin, estudio y comparacin de los distintos fenmenos ambientales y
posteriormente el anlisis pronostico y estudio de la ciencia meteorolgica. Dentro de toda
la gama de estos instrumentos haremos referencia especficamente a los utilizados para la
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medicin de la precipitacin y la evaporacin, vitales en el la elaboracin de la informacin
en tiempo real y en los pronsticos a largo plazo.
El balance hdrico se establece para un lugar y un perodo dados, por comparacin
entre los aportes y las prdidas de agua en ese lugar y para ese perodo. Se tienen tambin
en cuenta la constitucin de reservas y las extracciones ulteriores sobre esas reservas. Las
aportaciones de agua se efectan gracias a las precipitaciones. Las prdidas se deben
esencialmente a la combinacin de la evaporacin y la transpiracin de las plantas, lo cual
se designa bajo el trmino evapotranspiracin.
Las dos magnitudes se evalan en cantidad de agua por unidad de superficie, pero se
traducen generalmente en alturas de agua; la unidad ms utilizada es el milmetro. Al ser
estas dos magnitudes fsicamente homogneas, se las puede comparar calculando, ya sea su
diferencia precipitaciones menos evaporacin), ya sea su relacin precipitaciones sobre
evaporacin.
.
El balance hdrico es un mtodo para la contabilizacin del flujo entrante y saliente
de agua dentro de un rea. Se basa en la ley de conservacin de masa.
Entradas = Salidas + Variacin en el almacenamiento, es un mtodo prctico que describe
cuantitativamente el rgimen de humedad.
Los datos necesarios para realizar un balance hdrico son los siguientes:
La oferta: Precipitacin (P). La demanda: Evapotranspiracin potencial (ETo). La capacidad de almacenamiento del suelo.
Cuando realizamos los clculos necesarios podemos determinar:
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La evapotranspiracin real (ETr). El dficit. El exceso.
El balance hdrico clsico o simplificado considera:
La precipitacin es 100% til. La precipitacin es la nica entrada del balance. La demanda es la ETo. El almacenamiento mximo del suelo es 100 mm. El agua almacenada est totalmente e igualmente disponible para el mes
siguiente sin importar el monto almacenado.
El balance hdrico es una herramienta verstil que puede utilizarse a diferentes
escalas temporales anual, estacional, mensual, quincenal y diaria y espaciales grandes reas
del globo, regiones, cuencas hidrogrficas parcelas dependiendo del caso se realizaran las
modificaciones necesarias de los supuestos clsicos.
Ejemplo del clculo del balance hdrico simplificado
En la estacin Ceniap Maracay se registraron los valores de precipitacin (P til en
mm) que se muestran en el cuadro 1 durante el ao 1999. A partir de estos datos, los
valores de evapotranspiracin de referencia (ETo en mm) y conocida previamente la
capacidad de almacenamiento del suelo, se procede a realizar los clculos necesarios para
determinar la evapotranspiracin real (ETr en mm) tomando en cuenta que si hubo
almacenamiento en el mes anterior se debe sumar ese valor a la P til del mes que se est
calculando.
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El almacenamiento se obtiene al satisfacer la evapotranspiracin de referencia del
mes que se est calculando con la precipitacin til cada. Si la precipitacin til es mayor
que la evapotranspiracin de referencia entonces la diferencia entre ambas queda
almacenada en el suelo, tomando en cuenta que el lmite de absorcin del mismo es de 100
mm, es decir, si la diferencia entre P til y ETo es mayor a 100 mm, se almacena el lmite y
el resto se considera un exceso (Cuadro 1, mes Agosto). Si por el contrario la P til cada es
menor a la ETo, no habr almacenamiento de agua durante ese mes y la diferencia entre la
P til y la ETo se considera dficit (Cuadro 1, mes Enero).
Una vez que se ha realizado el B.H para cada ao de registro de una estacin (se
establecen mnimo 15 aos de registro segn las normas de la OMM), se puede caracterizar
el clima de la zona conociendo sus periodos secos y hmedos, lo que permite planificar y
desarrollar las diferentes actividades agropecuarias.
Las condiciones de humedad se establecen a partir de la relacin entre la P til y la
ETo/2. El periodo hmedo es la poca donde la precipitacin es mayor o igual que la ETo
se cubre todo el requerimiento (Grafica 2) y se almacena agua en el suelo y puede incluso
escurrir. Con estas condiciones no son recomendables las labores agrcolas ya que degradan
el suelo. Cuando la P til es menor que la ETo pero mayor a la ETo/2 se cubre ms de la
mitad del requerimiento pero no todo; comienza el periodo de crecimiento vegetal y a
aumentar la reserva de agua en el suelo, adems pueden realizarse labores agrcolas sin
daar al suelo.
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Balance energtico
El mtodo del balance energtico ilustra una posible aplicacin de la ecuacin de
continuidad, formulada en trminos de energa. Ha sido utilizado para calcular la
evaporacin en ocanos y lagos, por ejemplo en el embalse de Elephant Butte, en Nuevo
Mxico (Gunaji, 1968). La ecuacin describe la energa entrante y saliente, compensada
por la cantidad de energa almacenada en el sistema.
La exactitud de las estimaciones de evaporacin basadas en el balance energtico
depender en gran medida de la fiabilidad y exactitud de los datos de la medicin. Encondiciones adecuadas, cabra esperar un error, en promedio, de aproximadamente 10 por
ciento respecto de los perodos estivales, y de un 20 por ciento respecto de los meses
invernales.
Para un lago, la ecuacin del balance energtico puede expresarse en la forma
(Viessman y otros, 1989):
Q0 = QsQr + QaQarQbs + QvQeQhQw
donde Q0 es el aumento de energa almacenada por el agua, Qs es la radiacin solar
incidente en la superficie del agua, Qres la radiacin solar reflejada, Qa es la radiacin de
onda larga entrante desde la atmsfera, Qares la radiacin de onda larga reflejada, Qbs es
la radiacin de onda larga emitida por el agua, Qv es la energa neta transportada por
adveccin (contenido neto de energa del agua entrante y saliente) hacia la masa de agua,
Qe es la energa utilizada para la evaporacin, Qh es la energa transportada por conduccin
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desde la masa de agua en forma de calor sensible, y Qw es la energa transportada mediante
adveccin por el agua evaporada.
Todos los trminos de la ecuacin 4.5 estn expresados en watios por metro
cuadrado y por da (W m2 da). Se ha despreciado el calentamiento producido por los
cambios qumicos y los procesos biolgicos, ya que se trata de la transferencia de energa
que tiene lugar en la interfaz agua-terreno.
Se ha excluido tambin la transformacin de energa cintica en energa trmica.
Estos factores suelen ser muy pequeos, en trminos cuantitativos, frente a otros trminos
del balance cuando se trata de grandes embalses. En consecuencia, su omisin no influir
mucho en la fiabilidad de los resultados.
Cada uno de los trminos de la ecuacin del balance energtico se obtiene mediante
medicin directa o mediante un clculo basado en las relaciones conocidas. Se indica a
continuacin el procedimiento utilizado para evaluar cada uno de los trminos.
En este mtodo, se considera el balance total de energa correspondiente a un
elemento de volumen con base a la superficie, que contiene cobertura vegetal y la
atmsfera circundante. Una parte de la energa que recibe se emplear en producir
evapotranspiracin y es la que interesa evaluar, traduciendo el resultado a unidades de agua
evaporada.
La ecuacin del balance de energa, de forma simplificada sera:
RN = Ca + Cs + CL
siendo:
- RN el flujo de radiacin neta
- Ca el flujo de calor almacenado en el suelo
- Cs el flujo de calor sensible. El calor sensible, representa tanto el calor que
es emitido desde las superficies al aire por conduccin o por conveccin (H), como el calor
que pasa por conduccin al suelo (G).
- CL el flujo de calor latente.
Todos los trminos deben estar medidos en las mismas unidades, como por ejemplo
cal/cm2.min; cal/cm
2. da, etc.
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Desde el punto de vista energtico la evapotranspiracin, representada por el
smbolo, E, puede describirse por un balance de energa:
RN - G = E - H
lo que indica que el flujo de radiacin neta (RN) se usa para evaporar el agua (E) y para
calentar las superficies (suelo y vegetacin), lo que se denomina calor latente y calor
sensible, respectivamente.
En la frmula no se tiene en cuenta la energa invertida en la fotosntesis, ya que es
despreciable frente a otros flujos energticos. Asimismo, se desprecian al divergencia
horizontal de calor latente y de calor sensible en el volumen considerado y almacenamiento
de calor en dicho volumen. Tambin se supone nulo, el flujo de calor adventicio procedente
de las zonas circundantes, para cuya hiptesis es preciso crear una zona de
amortiguamiento de este efecto (conocido como efecto "oasis") alrededor de la parcela
experimental, especialmente si se trabaja en zonas ridas y la parcela se mantiene hmeda
artificialmente (por irrigacin).
Los trminos RN y Case pueden medir con bastante aproximacin directamente con
el radimetro de radiacin neta, sistema de termopares de lminas ennegrecidas que reciben
en una y otra cara la radiacin global incidente (Ri) y la radiacin global reflejada (Rr) y
miden la diferencia (RN).
Medidores de radiacin global y neta. Cpula de silicona de un radimetro de radiacin neta.
Ca se mide de forma anloga a RN, con pequeos termopares enterrados en el suelo. En
ocasiones tambin se desprecia el flujo de calor almacenado en el suelo (C a) lo que puede
dar lugar a que se incurran en errores importantes. Por ejemplo, a primeras horas de la
maana Ca puede ser negativo y del orden del 25% de RN por lo que despreciar este trmino
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producir tanto ms error, cuanto ms corto sea el intervalo de medida, y ms prximo a las
horas matinales. Otras veces Ca se estima empricamente como funcin fija de RN.
El flujo de calor sensible (Cs) y el flujo de calor latente (CL) no pueden medirse por
separado. El flujo de calor sensible es el calor que calienta el aire en el volumen elemental
considerado y el flujo de calor latente, es la energa que se emplea exclusivamente para
producir evaporacin. El cociente entre ambos flujos (Cs/CL) se conoce con el nombre de
relacin de Bowen.
siendo:
- CP = calor especfico del aire seco a presin constante (en cal/gr C)
- CL = calor latente de vaporizacin (en cal/gr)
- = relacin entre los pesos de un mol de vapor de agua y un mol de aire seco
(adimensional)
- Kh = coeficiente de transporte turbulento de calor (en cm2/min)
- KV = coeficiente de transporte turbulento de vapor de agua (en cm2/min
- t = temperatura en C
- e = tensin de vapor ene l aire (en mb)
- z = altura sobre la superficie del terreno (en cm)
Bowen, indic que este mtodo para la determinacin de la evapotranspiracin
considera el balance de energa, la presin atmosfrica, las diferencias de temperatura y la
concentracin de vapor de agua en el aire.
Este mtodo ha sido ampliamente usado para estimar el flujo de vapor de agua a
partir de superficies evaporantes.
El flujo de vapor de agua se calcula para periodos cortos (por ejemplo, cada media
hora o menos), partiendo de la ecuacin del balance de energa.De las frmulas anteriores se deduce:
RN= Ca + (1+) CL
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En la prctica se hace una estimacin aproximada de a partir de medidas de
temperatura a dos alturas z1 y z2 y medidas de tensin de vapor a las mismas alturas y
sustituyndola la expresin:
por
Adems, este mtodo considera que los coeficientes de transporte turbulento vertical
para calor Kh)y vapor de agua (KV) sin iguales ( Kh = KV), siempre y cuando la altura a la
que se instalen los sensores en la estacin estn localizados dentro de la capa de frontera
interna a partir del borde del cultivo, la superficie sea lo suficientemente extensa para
promover la formacin de la capa de frontera, y que predomine el flujo en masa en lugar de
la difusin molecular y se presenten condiciones de estabilidad neutral.
Adems, se fija la hiptesis de que Kh = KV
Determinando de este modo, y medidos RN y Ca, la ecuacin permite obtener el
flujo de calor latente (CL) y, en consecuencia, de la evapotranspiracin que ese calor
produce.
Las variaciones de temperatura y tensin de vapor, al pasar del nivel Z1 al Z2 son
pequeas y, por tanto, difciles de medir. Adems, no son constantes al variar el tiempo o el
espacio. Se utiliza un termopar (seco-hmedo) en cada nivel y ambos deben tener el mismo
tiempo de respuesta.
Tambin es recomendable que la altura Z1 sea la menor posible y que la diferencia
Z2-Z1 sea tambin pequea, favoreciendo de este modo la hiptesis Kh = KV
Otras precauciones convenientes son:
- que la parcela experimental sea homognea, lo que tambin favorece la hiptesis
Kh = KV
- que haya una adecuada proporcin entre el mximo nivel de medidas, y la longitud
expuesta a la accin del viento sin obstculos, L.
Z (en
metros)0,4 0,5 1,0 2,0 5,0 10,0
L (en
metros)53 70 170 420 1350 3300
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Algunos valores de Z y L (Dyer)
Al contrastar este mtodo con medidas lisimtricas ha dado excelentes resultados,
tanto en zonas ridas como hmedas, especialmente cuando no se pueden obtener medidas
del flujo de calor almacenado en el suelo (Ca). Cuando el terreno no es muy homogneo, y
adems se toman medidas muy prximas a la superficie, debe realizarse un cuidadoso
muestreo para dar un valor medio de evapotranspiracin en la parcela.
Por tanto, desde el punto de vista energtico y conocidos los dems trminos del
balance sera relativamente sencillo calcular (E) por diferencia. Pero en realidad, esto es
una tarea compleja por la dificultad de determinar los otros componentes del balance:
- El balance de radiacin puede
ser extremadamente complejo
cuando la superficie tiene algn
elemento de heterogeneidad,
como por ejemplo, en el caso de
la vegetacin dispersa
Esquema simplificado de flujos de energa en
sistemas de vegetacin dispersos (tomada de
Domingo, F. et al., 2003)
- La heterogeneidad espacial
hace que los flujos de energa y
vapor de agua provenientes de
las diferentes superficies
evaporantes interaccionen entre
s, lo que dificulta
enormemente su
determinacin.
Influencia de la heterogeneidad espacial
sobre la vegetacin (tomada de Domingo, F.
et al., 2003)
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- El aire fluye generalmente en
rgimen turbulento formando
remolinos que dan lugar a mezclas de
capas de aire y a un transporte mucho
ms efectivo que el que se produce
por difusin molecular. Pero el
transporte de vapor de agua encuentra
resistencia superficiales y
aerodinmicas que se oponen a ese
transporte.
Resistencias superficiales y
aerodinmicas al transporte de vapor
de agua (tomada de Domingo, F. et
al., 2003)
- Las variables meteorolgicas,
disponibilidad de agua en el suelo
y variables fisiolgicas imponen
una variabilidad temporal que setiene que conocer.
Variacin temporal de la
evapotranspiracin en un rodal disperso
deAnthyllis Cytisoides (tomada de
Domingo, F. et al., 2003)
Aplicabilidad del mtodo del balance energtico
Antes de aplicar el mtodo del balance energtico para estimar la evaporacin en
superficies libres deberan tenerse en cuenta las consideraciones siguientes:
a) no se ha contabilizado el flujo de calor desde el fondo del lago. Este componente es, sin
embargo, importante cuando los lagos son poco profundos;
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b) se ha supuesto que el cociente de Bowen proporciona una estimacin suficientemente
exacta de Qh;
c) se ha ignorado el efecto producido por la difusividad radiativa, la estabilidad del aire y
las partculas en aspersin; y
d) la posibilidad de aplicar este mtodo depender en gran medida de la posibilidad de
evaluar los componentes de la energa advectiva.
Mtodo de transferencia de masas
Como su propio nombre indica, el mtodo de transferencia de masas est basado en
la determinacin de la masa del vapor de agua transferida de la superficie del agua a la
atmsfera. Antes de profundizar en este concepto, es conveniente describir la fsica
del movimiento del aire.
Cuando el aire pasa sobre superficies de tierra o agua, la altura ocupada por aqul en
la atmsfera inferior puede dividirse en tres capas:
a) una capa laminar prxima la superficie;
b) una capa turbulenta; y
c) una capa externa que influye en forma de rozamiento.
La capa laminar, en la que el flujo del aire es laminar, tiene un espesor aproximado
de tan solo 1 mm. En ella la temperatura, la humedad y la velocidad del viento varan casi
linealmente con la altura, y la transferencia de calor, de vapor de agua y de cantidad de
movimiento son esencialmente procesos moleculares. La capa turbulenta situada sobre ella
puede tener varios metros de altura, segn el grado de turbulencia. En ella la temperatura, la
humedad y la velocidad del viento varan de manera aproximadamente lineal con el
logaritmo de la altura, y la transferencia de calor, vapor y cantidad de movimiento a travs
de ella son procesos turbulentos.
El mtodo de transferencia de masas est basado en la ley aerodinmica de Dalton,
que proporciona la relacin entre la evaporacin y la presin de vapor:
E = k (esea)
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donde E es la evaporacin directa, k es un coeficiente que depende de la velocidad del
viento, de la presin atmosfrica y de otros factores, es y ea son la presin de vapor de
saturacin correspondiente a la temperatura superficial del agua y a la presin de vapor del
aire, respectivamente. Los valores de temperatura diaria media y de humedad relativa
pueden servir para determinar la presin de vapor media, ea, y el dficit de saturacin
medio (esea). La ecuacin fue originalmente propuesta por Harbeck y Meyers (1970).
Frmulas empricas
Los mtodos del balance energtico y de transferencia de masas, siendo
tericamente correctos, hacen necesario utilizar datos que, en muchos casos, no son fciles
de obtener.
Por ello, en tales casos habr que hacer uso de frmulas empricas para obtener
estimaciones de la evaporacin. Se han desarrollado numerosas frmulas empricas para
obtener estimaciones de la evaporacin (Mutreja, 1986), basadas o bien en el mtodo del
balance energtico o en el de transferencia de masas. Sin embargo, la mayora de las
ecuaciones estn basadas en la ecuacin aerodinmica simple.
La ecuacin de Penman
Describe evaporacin (E) de una superficie de agua abierta, y fue desarrollado por
Howard Penman en 1948.
La ecuacin de Penman requiere media diaria de temperatura, velocidad del viento,
humedad relativa y radiacin solar para predecir E. Simplificacin de ecuaciones
Hidrometeorolgicos siguen siendo utilizados en la obtencin de estos datos no es prctico,
para dar resultados comparables en contextos especficos, por ejemplo, hmedos vs climas
ridos.
Numerosas variaciones de la ecuacin Penman se utilizan para estimar la
evaporacin del agua y la tierra. En concreto, el de Penman-Monteith ecuacin refina
tiempo basado evapotranspiracin potencial estimaciones (PET) de las reas de tierra con
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vegetacin. Es ampliamente considerado como uno de los modelos ms precisos, en
trminos de estimaciones
La ecuacin original fue desarrollada por Howard Penman en la Estacin
Experimental de Rothamsted, Harpenden, Reino Unido.
Ecuacin para la evaporacin dada por Penman
Dnde:
m = pendiente de la saturacin de la presin de vapor de la curva (Pa K -1 )
R n = Net irradiancia (W m -2 )
a = densidad del aire (kg m -3 )
c p = calor especfico del aire (J kg -1 K -1 )
guna superficie de impulso = conductancia aerodinmica (ms -1 )
e = presin de vapor dficit (Pa)
v = calor latente de vaporizacin (J kg -1 )
= constante psicromtrica (Pa K -1 )
Que (si se utilizan las unidades del SI entre parntesis) dar la evaporacin Emasa
en unidades de kg / (m s), kilogramos de agua se evaporan cada segundo por cada metro
cuadrado de superficie.
Retire para obviar que este es fundamentalmente un balance de energa.
Reemplace v conL para obtener unidades familiares precipitacin ET vol, dondeL v =
v agua. Esto tiene unidades de m / s, o ms comnmente mm / da, ya que es el flujo m 3 /
s por m2 = m / s.
Esta ecuacin supone un paso de tiempo diario modo que el intercambio neto de
calor con el suelo es insignificante, y una unidad de rea rodeada por el agua abierta similar
o vegetacin para que el calor neto y de intercambio de vapor con la zona de los
alrededores anule. Algunas veces las personas reemplazan R n con y A para el total de la
energa neta disponible cuando una warrants cuenta la situacin de los flujos de calor
adicionales.
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Es un mtodo ms correcto. Combina la frmula de Dalton, multiplicada por una
funcin de la velocidad del viento, con el mtodo del balance energtico, con lo que
consigue eliminar (es). Su frmula es:
siendo:
- E = evaporacin diaria (en mm)
- = pendiente de la curva de tensin saturante para la temperatura del aire (en mm
de Hg/C)
- Rn = radiacin neta, traducida a mm de agua que puede evaporar en un da
- Ea = 0,35 (0,5 + 0,54 V2) (ea -ed) (en mm/da)
- V2 = velocidad del viento a 2 m de altura sobre la superficie evaporante (en m/seg)
- ea = tensin de vapor saturante a la temperatura del aire (en mm de Hg)
- ed = tensin de vapor en el aire (en mm de Hg)
- &gamma = constante psicromtrica (en mm de Hg/C = 0,485 mm de Hg/C)
El valor de Rn se deduce del RN que da la frmula de Brunt
Ambos estn relacionados de la siguiente manera:
Rn = evaporacin (en mm/da);
RN = radiacin neta (en cal/cm2)
C1 = el calor de vaporizacin preciso para evaporar 1 mm de agua por cada cm2
de
superficie.
Frmulas de Marciano y Harbeck, Estados Unidos (Marciano y Harbeck, 1954)
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Frmula de Kuzmin, ex Unin de Repblicas Socialistas Soviticas (Kuzmin, 1957)
(embalses con una superficie >20 a 100 m)
Servicio Geolgico de Estados Unidos (USGS) y de la Oficina de Restauracin (USGS,
1977)
donde T es la temperatura anual media, en C.
Frmula de Shahtin Mamboub, Egipto (Mutreja, 1986)
donde es es la presin de vapor saturada a la temperatura superficial del agua (cm Hg1), y
ea es la presin de vapor real (cm Hg1).
A menos que as se especifique en las ecuaciones precedentes, la velocidad del
viento (U) estar expresada en km x h1, mientras que la presin de vapor estar expresada
en cm de mercurio. Adems, los subndices que aparecen en los distintos trminos hacen
referencia a la altura en metros a la que se efectan las mediciones. Asimismo, el trmino
de presin de vapor e utilizado suele ser la presin de vapor saturado a la temperatura
media del aire durante el perodo de medicin.
En estas ecuaciones es necesario conocer la temperatura superficial de la masa de
agua, que es muy difcil de medir. Si se utiliza en su lugar la temperatura media del aire, no
se tendrn en cuenta los efectos de la energa transportada al lago por adveccin durante el
proceso de evaporacin. Ello podra introducir un margen de error considerable en las
cantidades de evaporacin calculadas, ya que pequeos errores de la temperatura darn
lugar a grandes errores en los clculos. Adems, la velocidad del viento y la presin de
vapor deberan medirse a la altura especificada en la ecuacin que se utilice. Por lo general,
ser difcil ajustar los datos obtenidos a diferentes alturas, ya que no se dispone actualmente
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de ninguna ley que describa exactamente los procesos elicos ni que defina la variacin de
la humedad con la altura. El mayor atractivo de estas frmulas empricas radica en su fcil
utilizacin cuando se hace uso de los datos meteorolgicos estndar disponibles. No
obstante, habr que tener muy presentes sus limitaciones.
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CONLCUSIONES
Se entiende por evaporacin el proceso en virtud del cual el agua pasa del estado
lquido o slido al estado gaseoso mediante la transferencia de energa calrica.
Debido a los problemas que plantean las mediciones directas de la evaporacin en
lagos y embalses, se utilizan frecuentemente mtodos indirectos basados en el balance
hdrico y energtico, mtodos de tipo aerodinmico, o combinaciones de ambos. El balance
hdrico se establece para un lugar y un perodo dados, por comparacin entre los aportes y
las prdidas de agua en ese lugar y para ese perodo. El balance hdrico es un mtodo para
la contabilizacin del flujo entrante y saliente de agua dentro de un rea. Se basa en la ley
de conservacin de masa.
El mtodo del balance energtico ilustra una posible aplicacin de la ecuacin de
continuidad, formulada en trminos de energa La exactitud de las estimaciones de
evaporacin basadas en el balance energtico depender en gran medida de la fiabilidad y
exactitud de los datos de la medicin.
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BIBLIOGRAFIA
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