Metodos Para Medir Evaporacion
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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
ANGIE GOLINDANO
CIUDAD GUAYANA, MAYO DE 2013
INDICE
INTRODUCCION.............................................................................................................3
1. TANQUES DE EVAPORACION............................................................................4
2. BALANCE HÍDRICO...............................................................................................6
3. BALANCE DE ENERGÍA.......................................................................................6
4. FORMULA DE PENMAN.....................................................................................11
5. MÉTODOS AERODINÁMICOS...........................................................................13
CONCLUSIONES...........................................................................................................17
BIBLIOGRAFIA.............................................................................................................18
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 que describiremos, tales como: método del balance hídrico, del
balance energético, aerodinámico y de tanques de 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 moléculas de agua la energía necesaria para el cambio de estado. Todo
tipo de agua en la superficie terrestre está expuesta a la 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.
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 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 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 – 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 con la evaporación calculada.
3. 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 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 – Rsr + Ra – Rar - Rbs – 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 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 de onda larga reflejada
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 emitida por el embalse
La radiación emitida por el embalse se calcula de acuerdo con la ley de Stefan-
Bolzmann 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
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.
Variación de la energía almacenada
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, 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
La energía utilizada para la evaporación QE puede ser calculada por la ecuación:
QE = PWELV
Donde E es el coeficiente de evaporación en m 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) P (eo – 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.
Energía transmitida por advección por el agua evaporada
La energía transmitida por advección por el agua evaporada puede ser calculada
por la fórmula 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).
Intercambio de energía entre el agua del embalse y el fondo
Este término del balance energético puede ser importante durante períodos con
bajos valores de otros elementos 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)
Donde E es la tasa de evaporación en cm d-1, ρW la densidad del agua en g cm-
1, 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
E = Rs — Rsr + Ra - Rbs – Qx + Qv + Qb.
4. FORMULA DE PENMAN.
La ecuación de Penman describe evaporación ( E ) de una superficie de agua
abierta, y fue desarrollado por Howard Penman en 1948. La ecuación de Penman
requiere media diaria de temperatura , velocidad del viento , humedad
relativa y radiación solar para predecir E. Simplificación 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. [ 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 aerodinámica (ms -1 )
δ e = presión de 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 – 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 del aire, en 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 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 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, 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 calculados para el mismo período. Los valores 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 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 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 en la masa 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 puede ser casi 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
- UNICEN. Unidad 3: Evaporacion y Evapotranspiración (s/f). Disponible en:
http://users.exa.unicen.edu.ar/~jdiez/files/cstierra/apuntes/unidad3.pdf
- Organización Meteorológica Mundial, 1971: Problems of Evaporation Assessment
in in the Water Balance (C. E. Hounam). OMM/IHD Informe No. 13, OMM—No. 285,
Ginebra.
- Kohler, M. A., Nordenson, T. 1. y Baker, D. R., 1959: Evaporation Maps for the
United Mates. U.S. Weather Bureau. Technicall Paper 37.
- Organización Meteorológica Mundial, 1985: Casebook on Operational Assessment
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- Organización Meteorológica Mundial, 1983: Guía de instrumentos y métodos de
observación meteorológicos. Quinta edición,
OMM—N0 8, Ginebra.