Métodos para medir la evaporacion en superficies de agua libres.docx

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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Métodos para medir la evaporacion en superficies de agua libres.docx

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