Metodos Para Medir Evaporacion

INSTITUTO UNIVERSITARIO POLITECNICO “SANTIAGO MARIÑO”

EXTENSION PUERTO ORDAZ ESPECIALIDAD: INGENIERIA CIVIL CATEDRA: INSTALACIONES SANITARIAS

PROFESORA:

INTEGRANTES:

ENID MORENO

ZURELY RIVAS 21.197.875 MARIA JOSE FERIA 18.567.101 RUDDY RODRIGUEZ 21.251.802 MANUEL GONZALEZ14.986.173 GONZALEZ14.986.173 ANGIE GOLINDANO

CIUDAD GUAYANA, MAYO DE 2013

INDICE

INTRODUCCION.......................................... ........................................................... ................. Error! Bookmark not defined. 1.

TANQUES DE EVAPORACION........................... EVAPORACION........................... Error! Bookmark not defined.

2.

BALANCE HÍDRICO........................................... ............................................... Error! Bookmark not defined.

3.

BALANCE DE ENERGÍA ..................................... ..................................... Error! Bookmark not defined.

4.

FORMULA DE PENMAN. .................................... .................................... Error! Bookmark not defined.

5.

MÉTODOS AERODINÁMICOS ........................... ........................... Error! Bookmark not defined.

CONCLUSIONES.......................................... ........................................................... ................. Error! Bookmark not defined. BIBLIOGRAFIA ............................................ ............................................................. ................. Error! Bookmark not defined.

INTRODUCCION

La evaporación en los lagos y embalses no puede ser medida directamente como la precipitación y el caudal. Para esto es necesario determinarla por uno o más de los diferentes métodos métodos que describiremos, describiremos, tales como: método del balance hídrico, del  balance energético, energético, aerodinámico y de tanques de de evaporación. evaporación. La evaporación es el 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 o hielo) puede pasar directamente a vapor y el fenómeno se denomina sublimación. A efectos de estimar las pérdidas por evaporación en una zona, el término se entenderá en sentido amplio, incluyendo la sublimación. La radiación solar   proporciona a las las moléculas de agua agua la energía necesaria necesaria para el cambio cambio de estado. Todo Todo tipo de agua en la superficie terrestre terrestre está expuesta a la evaporación. evaporación. La evapotranspiración es la combinación de los fenómenos de evaporación desde la superficie del suelo y la transpiración de la vegetación. La dificultad de la medición en forma separada de ambos fenómenos (el contenido de humedad del suelo y el desarrollo vegetal de la planta) obliga a introducir el concepto de evapotranspiración como pérdida conjunta de un sistema determinado.

1.

TANQUES DE EVAPORACION. EVAPORACION.

La evaporación puede medirse en forma directa desde pequeñas superficies de agua naturales o artificiales (tanques de evaporación) o a través de evaporímetros o lisímetros. Estos últimos poseen una superficie porosa embebida en agua y se ubican en condiciones tales que la medición es condicionada por las características meteorológicas de la atmósfera, tales como grado higrométrico, temperatura, insolación, viento, etc. Las tasas de evaporación así observadas pueden generalmente ser consideradas como máximas y dan una buena aproximación del poder evaporante de la atmósfera. Aplicando a dichos valores máximos diversos coeficientes de reducción y comparando los resultados corregidos con los suministrados por las fórmulas de evaporación, se deducirán los valores más probables de las tasas de evaporación aplicables. El más utilizado de los evaporímetros es el de tipo Piche. Está constituido por un tubo cilíndrico de vidrio de 25 cm de largo y 1.5 cm de diámetro. El tubo está graduado y cerrado en su parte superior, mientras que su abertura inferior está obturada por una hoja circular de papel filtro normalizado de 30 mm de diámetro y 0.5 mm de espesor, fijada por capilaridad y mantenida por un resorte. Llenado el aparato de agua destilada, ésta se evapora progresivamente a través de la hoja de papel filtro. La disminución del nivel del agua en el tubo permite calcular la tasa de evaporación (en mm por cada 24 hs,  por ejemplo). El proceso de evaporación está ligado esencialmente al déficit higrométrico del aire; sin embargo, el aparato no tiene tal vez en cuenta suficientemente la

influencia

de

la

insolación.

Este

aparato

se

instala

bajo

abrigo.

Los depósitos o tanques de evaporación utilizados en distintos países son de formas, dimensiones y características diferentes, pues los especialistas no están de acuerdo sobre el mejor tipo a emplear. Se los puede clasificar en dos categorías, según que estén dispuestos en la superficie del suelo o enterrados en éste: a) Los tanques colocados por encima del nivel del suelo tienen la ventaja de una instalación muy sencilla. Además, sus resultados no corren el riesgo de ser falseados f alseados 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. 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.

 b) 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 detritos que recogen pueden ser la causa de errores err ores de medición. En general, son

de

más

difícil

instalación

y

mantenimiento.

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

2.

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  ∆S .  E = P + I  – Vs  – Vs –   – O O ± ∆S 

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

3.

con

la

evaporación

calculada.

BALANCE DE ENERGÍA

El método de balance energético ha sido usado para estimar la evaporación de océanos, lagos y embalses y para estimar la evapotranspiración evapotranspiración de superficies terrestres. El método se basa en la evaluación de todas las fuentes de energía termal, entrantes y salientes, más los cambios de la energía almacenada la diferencia obtenida es la energía almacenada; la diferencia obtenida es la energía utilizada en la evaporación. La estimación de la evaporación de lagos y embalses por este método requiere observaciones in situ de los siguientes parámetros: radiación solar entrante y de onda larga, temperaturas del aire y de la superficie del agua, presión del vapor de aire, energía termal almacenada en la masa de agua, y energía neta advectada por el aporte de líquidos a la masa de agua. El método de balance energético es difícil de aplicar a causa de la complejidad de las mediciones requeridas sobre el terreno. No obstante, en la actualidad este método da mejores resultados en una mayor variedad de condiciones que cualquier otro método. El balance energético básico para un lago o embalse puede ser expresado como sigue: Qx = Rs –  Rs – Rsr Rsr + Ra –  Ra – Rar Rar - Rbs –  Rbs – QE QE - Qh + Qv - Qw + Qb

Donde Qx es el cambio de energía almacenada en la masa de agua,  Rs, la radiación solar incidente en la superficie del agua,  Rsr , la radiación solar reflejada,  Ra la radiación de onda larga procedente de la atmósfera,  Rar  la radiación de onda larga reflejada,  Rbs la radiación de onda larga emitida por la masa de agua, QE  la energía utilizada para la evaporación, Qh, la energía conducida desde la masa de agua como calor sensible, Qv la energía neta advectida (por transporte líquido) en la masa de agua, Qw

la energía advectada por el agua evaporada y Qb el intercambio de energía entre la

masa de agua en el embalse y su fondo.

La energía de procesos biológicos y químicos y la transformación de energía cinética en energía térmica se desprecian por sus pequeñas magnitudes. Durante los  períodos, de cubrimiento parcial o completo de nieve, el balance energético no se considera fiable debido a la dificultad para medir la radiación solar reflejada, la temperatura de la superficie del hielo, y el área de la cubierta parcial de hielo. Determinar un balance energético de un embalse, sobre una base diaria, no se considera  práctico por la dificultad que existe para evaluar el cambio en términos de energía y almacenamiento. Por esta razón, se recomienda que los cálculos se realicen para  períodos de 10 10 días o más. Cada uno de los diversos términos de la ecuación del balance energético se mide directamente o se calcula, partir, de relaciones conocidas. Todos los valores anteriores están expresados en W m-2. La Guía de Instrumentos y Métodos de Observación Meteorológicos de la OMM [5] contiene detalladas de los instrumentos y los métodos de medición de los elementos antes mencionados. Los métodos empleados para la evacuación de los otros elementos se describen en las secciones siguientes. Radiación Radiación de onda lar ga refl ejada 

Se considera que la radiación de onda larga reflejada representa el tres por ciento de la radiación de onda recibida por la superficie del agua. Radiación Radiación emi tida ti da por el embalse 

La radiación emitida por el embalse se calcula de acuerdo con la ley de StefanBolzmann sobre la radiación de cuerpos negros, con un factor de emisividad 0,970 para el agua. La ecuación para calcular la radiación emitida por la superficie del agua es:  Rbs = 0,97σθ4 0,97σθ4

Donde  Rbs es la radiación emitida por la superficie del agua en W m-2 , S  la constante de Stefan-Bolzmann (5,67 x 10-8 Wm-2 oK-4) y θ  la temperatura de la superficie del agua en oK. Para efectos de cálculo la temperatura media de la superficie del agua, como se registra cerca del centro del embalse, es determinada para cada

 período de estudio. La temperatura es convertida a oK y la radiación media emitida por  la superficie del agua es calculada para el período de estudio en W m-2. Var Va r i ació aci ón de la l a energía almacenada  al macenada 

La energía térmica del volumen de agua en el embalse para una fecha dada, se calcula a partir de datos de temperatura obtenidos en dicha fecha. Estas mediciones de temperatura, que deben tener una exactitud de 0,1 oC, se realizan generalmente a intervalos, de dos semanas a un mes. El embalse puede estar dividido en varias capas, desde la superficie hasta el fondo. El volumen de agua para cada una de las capas es determinado por la relación nivel-volumen. Todas las mediciones de temperatura hechas en una capa determinada son promediadas para obtener una temperatura media para ese volumen de agua. La suma de los productos del volumen por la temperatura (suponiendo una temperatura base de 0 oC) dará la energía total para la fecha dada. La densidad y el calor específico son considerados iguales a la unidad para los intervalos, de temperatura del agua del embalse. A fin de determinar la energía utilizada por la evaporación QE,, se deben evaluar  los cambios en el almacenamiento de energía contenida en los volúmenes de agua entrante o saliente del embalse. De nuevo una temperatura base 00C es escogida para calcular la cantidad de energía en estos volúmenes. Sus temperaturas son determinadas  por observación o registros r egistros , según la variación de la temperatura con la velocidad de la corriente. Si la temperatura del agua cambia con la velocidad de la corriente, la temperatura media del volumen debe ser ponderada de acuerdo con esa velocidad. Las temperaturas de almacenamiento en las orillas y de la infiltración neta son consideradas iguales a la temperatura media anual del aire. Se admite que esta hipótesis puede introducir errores, pero no se consideran importantes si el flujo de superficie afluente constituye un factor importante del balance hídrico. Si la precipitación es un término esencial en el balance hídrico, se debe tener en cuenta la energía de este volumen de agua. La temperatura de lluvia se supone que es la del termómetro húmedo en el momento de la lluvia. Para calcular la energía de cada uno de estos volúmenes se usan las unidades centímetro/gramo/segundo, y la densidad y calor específicos son considerados como la

unidad para los intervalos de temperaturas que ocurren en estos volúmenes. El producto de la temperatura multiplicada por el volumen dará la cantidad de energía para cada volumen, en julios. La diferencia entre la energía calculada del agua almacenada según las mediciones de temperatura hechas al comienzo y al final del período de estudio determina el cambio de energía almacenada.  Energía utilizada para la evaporación evaporación

La energía utilizada para la evaporación QE  puede  puede ser calculada calculada por la ecuación: ecuación: QE = PWEL PWEL V 

Donde E  es el coeficiente de evaporación en m s-1, s -1, PW es igual a 1000 kgm-3 y  Lv igual a 2,47 x 106 J kg-1

 Energía transmitida por convección a la masa de agua o por ésta como calor   sensible.

Como la energía transferida de la masa de agua como calor sensible, Qh no

 puede medirse, se evalúa indirectamente mediante la relación de Bowen,  B, que se define como:

B = Qh/QE  La relación de Bowen también puede ser expresada por:  B = 0.61 (θo – θa) – θa) P (eo – ea) –  ea) 1000

Donde θo es la temperatura de la superficie del agua en 0C, θa la temperatura del aire en 0C, eo la tensión de saturación del vapor en hPa, correspondiente a la temperatura de la superficie del agua, ea la tensión del vapor del aire en hPa y  p la  presión atmosférica en hPa. Para calcular la relación de Bowen para el período de estudio, los términos θo, θa y ea son promediados para dicho período. El término e0 determinado a partir de la temperatura media de la superficie del agua para el período. El término  p esa determinado por la altitud del lago sobre el nivel del mar y generalmente considera constante. La relación es adimensional.

En er gía tr ansmit i da por advecció advección n por el agua evaporada 

La energía transmitida por advección por el agua evaporada puede ser calculada  por la fórmula siguiente: siguiente: Qw = ρw Cw E (θe –  θb)

Donde Cw es el calor específico del agua (4 200 J kg-1 0C-1) la temperatura del agua evaporada que se supone es igual a la temperatura de la superficie del agua en 0C y θb la temperatura básica (0C). I nte nt er cambio de ener energí gía entr e el el agua del del embalse y el f ondo 

Este término del balance energético puede ser importante durante períodos con  bajos valores de otros elementos el ementos de energía, lo que ocurre normalmente en primavera y otoño y, en particular; en masas de agua poco profundas. Los valores aproximados de Qb.

 Evaporación

Para los cálculos, se hace uso de las siguientes relaciones: QE = ρW Elv ; Qh = B QE  y QW = ρW CW E (θe – θb) –  θb)

Donde E  es la tasa de evaporación en cm d-1,  ρW la densidad del agua en g cm1, lv el calor latente de vaporización en J g-1,  B la relación de Bowen, CW el calor  específico del agua en J g-1 oC-1, θe la temperatura del agua evaporada en 0C y θb la temperatura base de 0ºC. Sustituyendo las variables antes descritas en la ecuación básica del balance energético y resolviendo para  E resulta  Rs — Rsr Rsr + Ra - Rbs –  Rbs  – Qx Qx + Qv + Qb. E = Rs — 

4.

FORMULA DE PENMAN.

La ecuación de Penman describe evaporación ( E ) de una superficie de agua abierta, y fue desarrollado por Howard por  Howard Penman en 1948. 1948 . La ecuación ecuaci ón de d e Penman Penma n requiere

media

relativa y radiación

diaria de solar  para  para

temperatura , velocidad predecir

E.

del

Simplificación

viento , humedad de ecuaciones

Hidrometeorológicos siguen siendo utilizados en la obtención de estos datos no es  práctico, para dar resultados comparables en contextos específicos, por ejemplo, húmedos vs climas áridos.  Numerosas variaciones de la ecuación Penman se utilizan para estimar  la evaporación del agua y la tierra. En concreto, el de Penman-Monteith ecuación refina tiempo basado evapotranspiración potencial estimaciones (PET) de las áreas de tierra con vegetación. [ 1 ] Es ampliamente considerado como uno de los modelos más  precisos, en términos de estimaciones. estimaciones. [ cita requerida ] La ecuación original fue desarrollada por Howard Penman en la Estación Experimental de Rothamsted , Harpenden, Reino Unido. La ecuación para la evaporación dada por Penman es:

Donde: m = pendiente de la saturación de la presión de vapor de la curva (Pa K -1 ) R n = Net irradiancia (W m -2 ) ρ a = densidad del aire (kg m -3 )

c p = calor específico del aire (J kg -1 K -1 ) g una superficie de impulso = conductancia conductancia aerodinámica (ms -1 ) δ e = presión de vapor déficit vapor  déficit (Pa) λ v = calor latente de vaporización (J kg -1 ) γ = constante psicrométrica (Pa K -1 )

Que (si se utilizan las unidades del SI entre paréntesis) dará la evaporación E masa en unidades de kg / (m² · s), kilogramos de agua se evaporan cada segundo por cada metro cuadrado de superficie. Retire λ para obviar que este es fundamentalmente un balance de

energía. Reemplace λ v con L para obtener unidades familiares precipitación ET vol , donde L v = λ v ρ agua . Esto tiene unidades de m / s, o más comúnmente mm / día, ya que es el flujo m 3 / s por m 2 = m / s. Esta ecuación supone un paso de tiempo diario modo que el intercambio neto de calor con el suelo es insignificante, y una unidad de área rodeada por el agua abierto similar o vegetación para que el calor neto y de intercambio de vapor con la zona de los alrededores anula. Algunas veces las personas reemplazan R n con y A para el total de la energía neta disponible cuando una warrants cuenta la situación de los flujos de calor  adicionales, temperatura , velocidad del viento , humedad relativa impacto de los valores de m , g , c p , ρ , y δ correo .

5.

MÉTODOS AERODINÁMICOS

Los métodos aerodinámicos se basan en la teoría de que el transporte del vapor  de agua desde una superficie de agua esencialmente un proceso turbulento, relacionado con ciertos fenómenos meteorológicos. Muchas ecuaciones aerodinámicas, teóricas y empíricas, han sido establecidas para expresar esta relación. Algunas de las ecuaciones son

expresiones

matemáticas

complejas

y

requieren

importantes

medios

meteorológicos, otras son sencillas y sólo necesitan los datos sobre las mediciones del viento y el vapor. Existe también otro método llamado de correlación turbulenta (transferencia o flujo rotacional) que emplea las mediciones de flujo vertical en la atmósfera. Muchas de las ecuaciones aerodinámicas utilizadas para calcular la evaporación fueron comprobadas durante la investigación efectuada en el lago Hefner (EEUU.) y en el gran embalse de Rybinsk, Kuibysbev y Tsymlyansk, Comunidad de Estados Independientes (DEI). Dos ecuaciones sencillas, que dan mejores resultados, son

 presentadas como ejemplos, ya que exigen sólo las mediciones de la velocidad del viento, la temperatura del agua, y la presión del vapor del aire. La primera ecuación, derivada de la investigación del lago Hefner [6], es:  E = N u (eo –  (eo – ea) ea)

Donde  E  es la evaporación en centímetros por día,  N  un coeficiente, u la velocidad del viento sobre la superficie del agua en m s-1, eo la presión de saturación del vapor en hPa, correspondiente a la temperatura de la superficie del agua y ea la  presión del vapor vapor del aire, en hPa. hPa. La segunda ecuación [7], probada en los tres grandes embalses antes mencionados de la CEI, es:  E0 = 0.14 ( 1 + 0.72 u200) n (e0  — e200)

Donde  E0 es la evaporación desde la masa de agua en metros por mes, e0 el valor medio de la presión del vapor máximo de agua calculado de acuerdo con la temperatura de la superficie de la masa de agua en hPa, e200 la presión media del vapor  del agua sobre la masa de agua a una altura de 200 cm, hPa, e200 es la velocidad media del viento sobre la superficie de la masa de agua a una altura de 200 cm, en m s-1 y n el número de días en el intervalo de tiempo, que en general es un mes. Los valores e0 u200 son medias mensuales de todos los puntos de observación sobre la superficie del agua. Si estos datos no existieran, sus valores pueden calcularse a partir de las observaciones de las estaciones meteorológicas cercanas a la masa de agua. Valor del coeficiente N 

El valor del coeficiente  N  corresponde a una combinación de muchas variables que se incluyen en ecuaciones aerodinámicas aerodinámicas más complejas. Entre esas variables están la estructura del viento, el tamaño del lago, la rugosidad de la superficie del agua, la estabilidad atmosférica, la presión barométrica, y la densidad y viscosidad cinemática del aire. Sin embargo, la experiencia ha demostrado que si u, eo y ea son determinados

a partir de mediciones hechas cerca del centro del lago y si ea es medido dentro de la capa de vapor,  N  es relativamente constante para embalses de dimensiones muy diferentes. Los estudios realizados en el lago Hefner (900 Ha) [6] y en el lago Mead (EE.UU.) en la cuenca del Boulder (28 900 Ha) [8] indican que el valor de  N  en la ecuación anterior es de 0,0137 para ambos embalses si u, eo, y ea son determinados a  partir de mediciones efectuadas cerca del centro del lago y u y ea son medidos a una altura de dos metros, sobre la superficie del agua. Si ea es determinado a partir de observaciones de un sitio de la orilla y fuera de la capa de vapor que cubre el lago, el valor de  N  depende de la superficie del lago. Harbeck [9] definió esta relación como:  N = 0,291  A 0.05

Donde A es la superficie del agua en m2. El error estándar de estimación de esta regresión fue 16 por ciento y, por lo tanto, no debe ser usado para determinar el valor de  N para un lago determinado. No obstante, la relación debe servir para evitar pandes errores en la determinación del valor de N por otros métodos. El valor de  N  puede ser determinado, si la evaporación evaporación se evalúa mediante el método del balance hídrico o del balance energético, sobre una base mensual, para un año o más. Durante éste período, el valor de  N debe ser calculado para cada mes a partir  del producto medio de u(eo - ea). Generalmente,  N  será constante para todas las estaciones del año. La Nota técnica de la OMM titulada  Measurement and Estimation of   Evaporation and Evapotranspiration

contiene una descripción detallada de los métodos

usados para la determinación de N El valor de  N  y las pérdidas por infiltración pueden ser evaluados para lagos y embalses pequeños si los otros términos en la ecuación del balance hídrico pueden ser  determinados para períodos cortos. Las dos hipótesis básicas del método son:

a) durante períodos en que no hay entradas ni salidas de agua superficial el descenso en el nivel del embalse se debe a dos elementos: la evaporación y la infiltración. b) cuando el producto u(e0 - ea) es igual a cero, la evaporación es insignificante.

Es preferible usualmente restringir el análisis a períodos sin caudales superficiales afluentes o efluentes, aunque no es necesario hacerlo así. Si los caudales afluentes y efluentes son medidos, el cambio observado en el nivel se puede ajustar en consecuencia, consecuencia, pero incluso pequeños errores en las mediciones del afluente y el efluente pueden producir variaciones de dudosa exactitud en los niveles del embalse. Los períodos de lluvia deben ser excluídos. El comienzo y final de cada período deben seleccionarse de forma que los niveles del lago en estos períodos estén definidos con exactitud. Los períodos durante los cuales la banda del instrumento registrador indica alteraciones inducidas por el viento, no deben seleccionarse como comienzo o final de período, aunque no deban evitarse dentro del período. Para cada período seleccionado, el cambio de nivel, (  Δh) es calculado en cm d-1 ; los valores medios de la velocidad del viento y de la diferencia de  presión del vapor son son calculados para el mismo período. período. Los valores del del producto u(e0 ea) trazados en función de  Δh

, deben tener una relación lineal. La pendiente de la línea

es igual al valor de N, y su punto de intersección indica la cantidad de agua que se infiltra desde el lago. Los valores medios diarios u, e0, y ea son determinados a partir de los datos de temperatura y viento y, la evaporación diaria. Una medición continua de la velocidad del viento debe ser hecha cerca del centro del lago o el embalse a una altura de dos metros sobre la superficie del agua. Temperatura en la superficie del agua

Un registro continuo de la temperatura de la superficie del agua debe ser  obtenido cerca del centro del lago o el embalse.  Humedad opresión del vapor vapor de agua en el aire

Las mediciones de la humedad deben ser hechas preferiblemente cerca del centro del embalse, a unos dos metros sobre la superficie del agua. Los instrumentos

 para medir la humedad se describen en la sección 9.5.6. Como es difícil mantener este tipo de equipos en el centro del lago, la humedad se mide en una estación instalada en la orilla del lago y contra el viento. La diferencia en la humedad sobre el lago y en la estación de la orilla se debe tener en cuenta de manera empírica empíri ca para el cálculo descrito.

CONCLUSIONES

La evaporación es un proceso físico por el cual determinadas moléculas de agua aumentan su nivel de agitación por aumento de temperatura, y si están próximas a la superficie libre, escapan a la atmósfera. Inversamente otras moléculas de agua existentes en la atmósfera, al perder energía y estar próximas a la superficie libre  pueden penetrar penetrar en la masa de de agua. La evaporación el saldo de este doble proceso que implica el movimiento de agua hacia la atmósfera. La evaporación depende de la insolación, del viento, de la temperatura y del grado de humedad de la atmósfera. Por todo esto la evaporación contemplada en un período corto de tiempo es muy variable, no así cuando el ciclo a considerar es un año, en el cual la insolación total es bastante constante. Como magnitud en zonas templadas continentales, la evaporación diaria en verano es del orden de 6 a 8 mm/día y en invierno i nvierno puede ser casi despreciable. despreciable. La evaporación en superficies cubiertas de vegetales junto con la transpiración de estos vegetales. La evaporación del agua por las plantas se debe a la necesidad de agua que tienen las plantas para incorporarla a su estructura celular, además de utilizarla como elemento de transporte de alimentos y de eliminación de residuos. La circulación del agua en la planta no es un circuito cerrado, sino que por el contrario es una circulación abierta. El agua penetra por la raíz, circula por la planta y gran parte de ella se evapora por las hojas.

BIBLIOGRAFIA

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