INSTITUTO UNIVERSITARIO POLITÉCNICO

“SANTIAGO MARIÑO”

EXTENSION – PUERTO ORDAZ

ESCUELA DE INGENIERIA CIVIL

Profesor:

Enid Moreno Elaborado por:

Efraín Jesús Vera García

INDICE

LA EVAPORACION. METODOS DE CÁLCULO ...................................................................... 3

FACTORES QUE AFECTAN A LA EVAPORACION ................................................................. 3

MÉTODOS PARA MEDIR LA EVAPORACIÓN ...................................................................... 7

BALANCE HIDRICO ........................................................................................................... 9

MÉTODO BALANCE DE ENERGÍA .................................................................................... 10

ECUACIÓN DEL BALANCE D ENERGÍA ............................................................................. 11

LISTA DE REFERENCIA ............................................................................................... 15

LA EVAPORACION. METODOS DE CÁLCULO

Los principales factores que inciden en la evaporación desde una superficie libre so

la radiación solar, como fuente de energía para suministrar el calor latente de

vaporización, la velocidad del viento y el gradiente de humedad especifica del aire

sobre la superficie.

La evaporación es el resultado del proceso físico, por el cual el agua cambia de

estado líquido a gaseoso, retornando, directamente a la atmosfera en forma de

vapor. También el agua en estado solido (nieve, hielo) puede pasar 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 superficie para

efectuarlo. De forma directa o indirecta, esta energía procede de las radiaciones

solares. Todo tipo de agua en la superficie terrestre esta expuesta a la evaporación.

El fenómeno será más difícil cuando sea menor la agitación de las moléculas y más

intenso cuando sea mayor la cantidad de agua con posibilidad de evaporarse.

FACTORES QUE AFECTAN A LA EVAPORACION

a. Poder evaporante de la atmosfera, que a su vez esta 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 vapor).

b. Otros factores de la superficie evaporante: tipo de superficie (la máxima

evaporación ocurrida en una superficie de agua libre poco profunda),

temperatura (a mayor temperatura mayor evaporación) y composición

química del agua (cuando 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, tendrá una gran

influencia. En superficies externas y profundas hay menor influencia del terreno

adyacente. La radiación solar calienta las capas superiores del agua, pero no todo

este calor se emplea en producir evaporación. Una parte, calienta capas mas

profundas y en ellas se produce un almacenaje de calor, que cuando cesa la

radiación o se enfrían las capas de superiores, pasa de nuevo a ellas e incrementa

la posibilidad de evaporación. La evaporación es la humedad de un suelo sin

vegetación se produce en la capa superficial. Al disminuir la humedad subyacente,

que asciende por capilaridad a la superficie, prosiguiendo la evaporación hasta que

esta el agua capilar se agote.

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 homogenizar 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 por diferentes métodos:

Métodos del Balance Hídrico

Método de Balance Energético

Aerodinámico

Tanques de Evaporación

A Continuación se expondrán los instrumentos para medir la evaporación:

a. La evaporación de superficies de gua 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

por evaporación de un depósito de regulares 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. El estanque clase A es un deposito cilíndrico de 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

encasa con el nivel de agua. Al lado de este estanque siempre debe haber

un pluviómetro.

b. 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 el. Se procura que el agua

de llenado enrase en el terreno.

c. El estanque flotante, pretende acercarse más a las condiciones de la

superficie evaporante real. Se sitúa flotando sobre el embalse o rio en

observación. Naturalmente existen problemas de amarraje y estabilidad.

2. Evaporímetros de Balanza. Es un pequeño deposito de 250 cm2 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 perdida de peso. La

pequeña dimensión del depósito hace que sus paredes influyan demasiado en la

evaporación. Tiene la ventaja de poderse usar como evaporigrafo, para registro

continuo de la variación del fenómeno, si se le adaptan elementos registrados,

tambor giratorio y plumilla.

3. Las porcelanas porosas presentan al aire una esfera o un disco de porcelana

porosa, en contacto con un deposito de agua que las alimenta ayudando por la

presión atmosférica. En la practica se utilizan, fundamentalmente como aparatos

de investigación y se han empleado en estudios de transpiración.

4. Las superficies de papel húmedo. El modelo mas usado, que se basa en la idea

de humedecer permanentemente un papel expuesto al aire, es el evaporímetro

Piché. El deposito 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 al secado del papel y una

succión de agua del depósito. Se mide el descenso del agua en el tubo.

Para la medida de la evaporación desde suelos sin vegetación se utilizan:

1. Estanques Lisimetricos o lisímetros.

2. Parcelas Experimentales.

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 periodo considerado. El volumen de evaporación entre

dos observaciones del nivel del agua en el tanque se estima mediante la formula:

𝑬 = 𝑷 ± ∆𝑫

Donde:

𝑷: Es la altura de precipitación entre las dos mediciones.

∆𝑫: La altura del agua añadida (+) o sustancia (-) del tanque.

Además del tanque, se emplean los siguientes instrumentos en las estaciones

evaporimetricas: 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 fluviógrafo, termómetros o termógrafos que proporcionan

las temperaturas máxima y mínima y media del agua del tanque, termómetros o

termógrafos de máxima o 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 esta 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 este:

a) Los tanques superficiales tiene 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 mas 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. Esta constituido de hierro

galvanizado no pintado y colocado sobre un enrejado a 15 cm sobre el nivel del

terreno. La medición se realiza apoyando en un tubo de nivelación de 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 0,6 – 0,8.

Tanque TIPO A

Los tanque 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

más difíciles de instalar y de realizar los mantenimientos.

BALANCE HIDRICO

Este método esta basado en el principio de conservación de la masa aplicando 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, ∆S. la ecuación utilizada es:

𝑬𝑻 = 𝑷 − 𝑸 − 𝑸𝒔𝒔 ± ∆𝑺

La estima de 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 periodo mas 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 del balance hídrico para esos periodos cortos se limita

generalmente a parcelas a cuencas experimentales de algunas hectáreas.

MÉTODO BALANCE DE ENERGÍA

La cantidad de agua que puede evaporarse depende fundamentalmente de la

energía disponible para efectuar este cambio de estado. Siguiendo a Meinzez, la

evaporación Ev (en cm), en un determinado intervalo de tiempo será:

Ev = 𝑹𝒊 −𝑹𝟏 −𝑪𝒂 −𝑪

𝑪𝟏∗ (𝟏+𝜷 )

Siendo:

Ri = Radiación global incidente sobre una superficie horizontal

Rr = Radiación reflejada y devuelta al espacio.

Ca = Calor almacenado en el agua, considerando toda la profundidad de

embalse.

C = Perdidas de calor hacia el terreno, circundante o por otras causas circundante al

agua al igual que las tres anteriores en cal/𝑐𝑚2

C1 = Calor latente de vaporización del agua a la temperatura ordinaria en

cal/𝑐𝑚3 (su valor es de orden de 585 cal/𝑐𝑚3 para un agua de densidad 1 a 15 ℃ de

temperatura.

𝜷 = Relación de Bowen que se expresa por:

𝜷 =𝟎. 𝟔 ∗ (𝒕𝒔 − 𝒕) ∗ 𝑷𝒂

𝟏𝟎𝟎𝟎 ∗ (𝒆𝒔 − 𝒆)

Ts;t = Temperatura del agua y del aire respectivamente en mm Hg

Pa = Presión atmosférica en mm Hg

La aplicación de este método se halla muy limitada pues exige una serie de medidas

algunas de las cuales (Rr y C) son difíciles d obtener con precisión.

En este método se considera el balance total correspondiente a un elemento de

volumen con base a la superficie que contiene cobertura vegetal y a la atmosfera

circundante. Una parte de la energía que recibe se empleara en producir evo

transpiración traduciendo el resultado en unidades de agua evaporada.

ECUACIÓN DEL BALANCE D ENERGÍA

En la ecuación del balance de energía se han considerado una seria de

simplificaciones, atendiendo en general al valor relativo de los flujos de energía, así

como al intervalo temporal en que será aplicada. Así, es 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. Tampoco se ha tenido

en cuenta el flujo de energía horizontal, llamado adveccion, puesto que su

aplicación esta indicada en grandes superficies de vegetación.

RN = 𝑪𝒂 + 𝑪𝒔 + 𝑪 𝑳

Siendo:

RN = El flujo de radiación neta

𝑪 𝒂 = El flujo de calor almacenado en el suelo.

𝑪 𝑺 = El flujo de calor sensible

𝑪𝑳 = Flujo de calor latente.

FORMULACIÓN DE LA ECUACIÓN DE PENMAN-MONTEITH

Ecuación de Penman - Monteith En 1948, Penman combinó el balance energético con el método de la transferencia

de masa y derivó una ecuación para calcular la evaporación de una superficie

abierta de agua a partir de datos climáticos estándar de horas sol, temperatura,

humedad atmosférica y velocidad de viento. Este método conocido como combinado

fue desarrollado posteriormente por muchos investigadores y ampliado a las

superficies cultivadas por medio de la introducción de factores de resistencia. La

nomenclatura sobre resistencia distingue entre la resistencia aerodinámica y la

resistencia superficial (Figura 7). Los parámetros de la resistencia superficial se

combinan a menudo en un solo valor, el de la resistencia superficial total que se

combina en serie con la resistencia aerodinámica. La resistencia superficial, rs,

describe la resistencia al flujo de vapor a través de las estomas, del área total de la

hoja y de la superficie del suelo. La resistencia aerodinámica, ra, describe la

resistencia en la parte inmediatamente superior a la vegetación e incluye a la

fricción que sufre el aire al fluir sobre superficies vegetativas. Aunque el proceso del

intercambio en la vegetación es demasiado complejo para ser descrito

completamente por los dos factores de resistencia mencionados, con esta

estimación se obtienen buenas correlaciones entre los valores medidos y calculados

de evapotranspiración, especialmente en el caso de una superficie de pasto

uniforme.

Figura 7

La ecuación combinada de Penman – Monteith es:

∆𝑬𝑻 = ∆ (𝑹𝒏 − 𝑮) + 𝑷𝒂𝑬𝑷

(𝒆𝑺 − 𝒆𝒂)𝒓𝒂

∆ + 𝜸 (𝟏 +𝒓𝑺𝒓𝒂

)

Donde:

ETo: Evapotranspiración de referencia (mm día-1)

Rn: Radiación neta en la superficie del cultivo (MJ m-2día-1)

Ra: Radiación extraterrestre (mm día-1)

G: Flujo del calor de suelo (MJ m-2día-1)

T: Temperatura media del aire a 2 m de altura (°C)

u2: Velocidad del viento a 2 m de altura (m s-1)

es: Presión de vapor de saturación (kPa)

ea: Presión real de vapor (kPa)

es – ea: déficit de presión de vapor (kPa)

∆: Pendiente de la curva de presión de vapor (kPa °C-1)

𝛾: Constante psicrométrica (kPa °C-1)

FORMULAS EMPIRICAS

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 formaulas,

convirtiéndolas a mediciones de 2 m de altura y en unidades métricas. Algunas de

estas con la energía Q en (Watt/m2), la presión de vapor en (mb) y la temperatura T

en (∆𝐶), la superficie A en (Ha) se presentan a continuación:

- Lago Hefner (Datos del lago 1954)

𝑸 = 𝟑. 𝟕𝟓 ∗ 𝑽𝟐 ∗ ( 𝑬𝟏 − 𝑬𝟐)

- Meyer (Estanque pequeño Calentado, 1942)

𝑸 = 𝟕. 𝟗 + 𝟐. 𝟐 ∗ 𝑽𝟐 ∗ ( 𝑬𝟏 − 𝑬𝟐)

- Harbeck ( Datos de Varios lagos, 1962)

𝑸 =𝟓. 𝟖𝟐𝒗𝟐

𝑨𝟎.𝟎𝟓( 𝑬𝟏 − 𝑬𝟐)

- Rimsha y Donchenko (Rios con descarga térmicas, 1957)

𝑸 = (𝟔 + 𝟎. 𝟐𝟔 ∗ ∆𝑻 + 𝟑𝟏𝑽𝟐) ∗ ( 𝑬𝟏 − 𝑬𝟐)

Para convertir cualquiera de las expresiones anteriores a tasa de evaporación se

debe dividir por el calor latente y la densidad del agua p.

LISTA DE REFERENCIA

Chow, V.T: Maidment, D.R; Mays L.W (1994) Hidrologia Aplicada. Colombia Bogota.

McGraw-Hill.

“Tema 3. Evaporación, Transpiración y Evapotranspiración”.

Disponible:http://users.exa.unicen.edu.ar/~jdiez/files/cstierra/apuntes/unidad3.pdf

[Consulta: 2014, mayo 8]

“Evaporación y Métodos de calculo”. Disponible:

http://www.slideshare.net/mjdugaro/evaporacin-y-sus-metodos-de-calculo.

[Consulta: 2014, mayo 9]