LA EVAPORACION Y TRANSPIRACION Y SUS METODOS CÁLCULO

REPÚBLICA BOLIVARIANA DE VENEZUELA INSTITUTO UNIVERSITARIO POLITÉCNICO “SANTIAGO MARIÑO” EXTENSIÓN GUAYANA CATEDRA HIDROLOGIA

LA EVAPORACION Y TRANSPIRACION Y SUS METODOS CÁLCULO

Prof. Ing. Moreno Énid

Autores: Dugaro Marino Subero Lanni Corneil Yenes Brito Francismar Cemborain Luzbelys

Puerto Ordaz, Mayo de 2013

INTRODUCCIÓN La evaporación y la transpiración ocurren simultáneamente y no hay forma sencilla de separar ambos procesos, por lo que al flujo de vapor de agua desde una cubierta vegetal se le denomina de forma general ge neral evapotranspiración (ET). (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 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 evaporante de la atmósfera, 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 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 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 depósito de regulares dimensiones. 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 estanque clase A es un depósito cilíndrico de chapa 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 condicion es 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 cm 2 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. 5

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. 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 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 0,60,8

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. 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 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 neta superficial se obtiene con con la diferencia de ganancias y pérdidas (balance). Balance de radiación en la superficie

Fórmula De Thornthwaite T hornthwaite 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: fó rmula: 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= 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 Q e 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) Qe = 3,75  v2  ( e s - e2 )

-

Meyer (estanque pequeño calentado, 1942) Qe = (7,9 + 2,2 v2 )  ( e s - e2 )

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-

Harbeck (datos de varios lagos, 1962)

Qe =

-

5,82v2 0,05

 A

 ( e s

- e2 )

Rimsha y Donchenko (ríos con descargas térmicas, 1957) Qe = (6 + 0,26  T + 3,1v2 )( e s - e2 )

T = T  s - T 2

Para convertir cualquiera de las expresiones anteriores a tasa de evaporación se debe dividir Q e por el calor latente l v y la densidad del agua    .  

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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

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