• Author / Uploaded
• Miye Prz

Citation preview

Introducción La evaporación es el proceso por el cual el agua cambia de estado líquido A gas o vapor. La evaporación es la ruta principal desde la que el agua regresa del estado líquido al ciclo del agua como vapor de agua atmosférico. Los estudios han demostrado que los océanos, mares, lagos y ríos proporcionan casi el 90 por ciento de la humedad de la atmósfera a través de la evaporación, mientras que el 10 por ciento restante es aportado por la transpiración de las plantas. La evaporación de los océanos es el mecanismo principal que sirve de apoyo a la porción superficie-atmósfera del ciclo del agua. Después de todo, la enorme superficie de los océanos (más del 70 por ciento de la superficie de la Tierra está cubierta por los océanos) brinda la oportunidad para que ocurra una evaporación a gran escala. En una escala global, la cantidad de agua que se evapora es aproximadamente la misma que la cantidad de agua distribuida a la Tierra como precipitación. Sin embargo, esto varía geográficamente. La evaporación es más prevalente sobre los océanos que la precipitación, mientras que sobre la porción terrestre la precipitación por lo general sobrepasa a la evaporación . La mayor parte del agua que se evapora desde los océanos es transportada sobre la tierra y cae como precipitación. Una vez que se evapora, una molécula de agua pasa unos 10 días en el aire. El proceso de evaporación es tan grande que sin la escorrentía producida por la precipitación, y la descarga de agua del suelo desde los acuíferos, los océanos estarían casi vacíos. Durante los periodos de vientos calmos hay menos evaporación que durante los tiempos ventosos.

La evaporación Es un proceso físico que consiste en el paso lento y gradual de un estado líquido hacia un estado gaseoso, tras haber adquirido suficiente energía para vencer la tensión superficial. A diferencia de la ebullición, la evaporación se puede producir a cualquier temperatura, siendo más rápido cuanto más elevada sea esta. No es necesario que toda la masa alcance el punto de ebullición. Cuando existe un espacio libre encima de un líquido, una parte de sus moléculas está en forma gaseosa, al equilibrase, la cantidad de materia gaseosa define la presión de vapor saturante, la cual no depende del volumen, pero varía según la naturaleza del líquido y la temperatura. Si la cantidad de gas es inferior a la presión de vapor saturante, una parte de las moléculas pasan de la fase líquida a la gaseosa: eso es la evaporación. Cuando la presión de vapor iguala a la atmosférica, se produce la ebullición. La evaporación de agua es importante e indispensable en la vida, ya que el vapor de agua, al condensarse se transforma en nubes y vuelve en forma de lluvia, nieve, niebla o rocío. Determinación de la evaporación La evaporación puede medirse en forma directa desde pequeñas superficies de aguas naturales o artificiales (tanques de evaporación) que pueden ser enterrados, flotantes y de superficie 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 a la superficie de interés. 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 horas, 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, en las estaciones hidrometeorológicas 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. 

Tanques de evaporación

Por su aparente simplicidad, los tanques de evaporación son los instrumentos más utilizados para estimar la evaporación potencial. Existen numerosos modelos de tanques de evaporación: unos son cuadrados y otros circulares; unos están instalados por encima del nivel del suelo, y otros están enterrados de forma que el nivel de agua coincida aproximadamente con la del terreno. Los tanques enterrados tienden a eliminar los efectos perjudiciales de los límites, como la radiación sobre las paredes laterales y el intercambio de

calor entre la atmósfera y el tanque, pero presentan dificultades para la observación, captan fácilmente basura, son difíciles de instalar, limpiar y reparar; además, las fugas no se detectan con facilidad y la vegetación que circunda al tanque puede tener ciertos efectos nocivos, y más aún, puede existir un intercambio apreciable de calor entre el tanque y el suelo. La evaporación en un tanque flotante en un embalse o lago es más aproximada a la evaporación del vaso, que la de los evaporímetros instalados en su orilla. Sin embargo, se tienen dificultades para efectuar las mediciones, las salpicaduras distorsionan los cálculos y en general los costos de instalación y mantenimiento son elevados. 

Lisímetros

La evapotranspiración se puede estimar por medio de lisímetros, mediante métodos de balance hídrico o balance térmico, con ayuda del método de difusión turbulenta o mediante fórmulas empíricas basadas en datos meteorológicos observados. El uso de evaporímetros y lisímetros permite una medición directa de la evapotranspiración de superficies de terreno diferentes y la evaporación del suelo situado entre espacios cultivados. Estos instrumentos han demostrado ser suficientemente sencillos y exactos, siempre que satisfagan todos los requisitos concernientes a su instalación y técnicas de observación. La transpiración de la vegetación se estima como la diferencia entre los valores de evapotranspiración y de evaporación del terreno medidos al mismo tiempo. Importancia de la variable hidrológica (Evaporación) En hidrología, la evaporación es una de las variables hidrológicas importantes al momento de establecer el balance hídrico (la relación entre la entrada y la salida de recursos hídricos durante un período específico de

tiempo) de las cuencas hidrográficas, sea total o parcial, tomando en cuenta su superficie de origen. . En este caso, se debe distinguir entre la evaporación desde superficies libres y la evaporación desde el suelo. El agua se evapora en la superficie oceánica, sobre la superficie terrestre y también por los organismos, en el fenómeno de la transpiración en plantas y sudoración en animales. Los seres vivos, especialmente las plantas, contribuyen con un 10 % al agua que se incorpora a la atmósfera. El agua en forma de vapor sube y se condensa formando las nubes, constituidas por agua en pequeñas gotas. Estas se enfrían acelerándose la condensación y uniéndose a otras gotitas de agua para formar gotas mayores que terminan por precipitarse a la superficie terrestre en razón a su mayor peso. La precipitación puede ser sólida (nieve o granizo) o líquida (lluvia). El vapor de agua también puede condensarse en forma de niebla o rocío. Una parte del agua que llega a la superficie terrestre será aprovechada por los seres vivos. Tarde o temprano, toda esta agua volverá nuevamente a la atmósfera, debido principalmente a la evaporación. Teoría cinética Para que las moléculas de un líquido se evaporen, deben estar localizadas cerca de la superficie, moverse en la dirección apropiada y tener la energía cinética suficiente como para vencer las fuerzas intermoleculares de la fase líquida. Sólo una pequeña proporción de las moléculas cumplen con estos criterios, por lo que la tasa de evaporación es limitada. Ya que la energía cinética de una molécula es proporcional a su temperatura, la evaporación se produce más rápido conforme la temperatura es más alta. Como las moléculas que se mueven más rápido escapan, las moléculas restantes

tienen una energía cinética media inferior, y por tanto la temperatura del líquido disminuye. Este fenómeno se conoce como refrigeración evaporativa, y es la razón por la cual la evaporación del sudor refresca el cuerpo humano. La evaporación también tiende a producirse más rápidamente con tasas de flujo más altas entre la fase gaseosa y líquida, y en líquidos con presión de vapor más alta. Por ejemplo, la ropa tendida en un cordel secará (por evaporación) más rápidamente durante un día ventoso que en un día sin viento. Tres puntos claves de la evaporación son el calor, la humedad y el movimiento del aire. Equilibrio evaporativo Si la evaporación ocurre en un recipiente cerrado o en sitios calientes, las moléculas que se escapan se acumularán como vapor encima del líquido. Muchas de las moléculas vuelven al líquido, haciéndose el retorno más frecuente conforme la densidad y la presión del vapor aumentan. Cuando el proceso de fuga y retorno alcanza un equilibrio, se dice que el vapor está "saturado", y ya no se dará ningún cambio adicional en la presión o la densidad del vapor. Para un sistema que consiste en vapor y líquido de una sustancia pura, este estado de equilibrio está directamente relacionado con la presión de vapor de la sustancia, como viene expresado en la relación de Clausius-Clapeyron:

Donde P1 y P2 son las presiones de vapor a temperaturas T1 y T2 respectivamente, ΔHvap es la entalpía de la vaporización, y R es la constante universal de los gases. La tasa de evaporación en un sistema abierto está relacionada con la presión de vapor encontrada en un sistema

cerrado. Si un líquido se calienta, cuando la presión de vapor alcance la presión ambiental, el líquido hervirá. La capacidad para evaporarse de la molécula de un líquido se debe en gran parte a la cantidad de energía cinética que una partícula individual pueda poseer. Incluso a temperaturas inferiores, las moléculas individuales de un líquido pueden evaporarse potencialmente si tienen más de la cantidad mínima de energía cinética requerida para la vaporización. Factores que determinan la evaporación a) Radiación solar: Es el factor determinante de la evaporación ya que es la fuente de energía de dicho proceso. El proceso de evaporación se lleva a cabo casi sin interrupción durante el día, y frecuentemente también durante la noche, siempre y cuando sea abastecida la energía requerida para que las moléculas de agua pasen del estado líquido al gaseoso; tal energía definida como el calor latente de evaporación, deberá ser suministrada por radiación y conducción de la capa de aire en contacto, o bien, por medio de la energía previamente almacenada debajo de la superficie evaporante. b) Temperatura del aire: El aumento de temperatura en el aire facilita la evaporación ya que: en primer lugar crea una convección térmica ascendente, que facilita la aireación de la superficie del líquido; y por otra parte la presión de vapor de saturación es más alta. Como la presión de vapor depende de la temperatura, entonces la capacidad del aire para absorber vapor de agua se incrementará cuando la temperatura se eleve; además, si esta temperatura es alta, la energía calorífica es más fácilmente disponible; es por esto que la temperatura del aire tiene un doble efecto positivo en la evaporación.

c) Humedad atmosférica: Es un factor determinante en la evaporación ya que para ésta se produzca, es necesario que el aire próximo a la superficie de evaporación no esté saturado (situación que es facilitada con humedad atmosférica baja). d) El viento: Después de la radiación es el más importante, ya que renueva el aire próximo a la superficie de evaporación que está saturado. La combinación de humedad atmosférica baja y viento resulta ser la que produce mayor evaporación. El viento también produce un efecto secundario que es el enfriamiento de la superficie del líquido y la consiguiente disminución de la evaporación. Cuando la capa de aire que está sobre la superficie evaporante permanece quieta, la evaporación continuamente irá descendiendo, conforme el aire tienda a su punto de saturación. Por lo tanto, la ocurrencia del viento será necesaria para remover y mezclar las capas húmedas inferiores con las superiores de menor contenido de humedad. Con respecto a lo anterior, los movimientos turbulentos de aire serán más importantes que la magnitud misma del viento, aunque de hecho el grado de turbulencia está relacionado con la velocidad del viento y la rugosidad de la superficie evaporante. En ocasiones, cuando el aire cargado de vapor se remueve rápidamente, la magnitud de la evaporación no se incrementa pues esta última depende de muchos otros factores; pero el viento, debido a este efecto de limpiado de aire, permitirá que se mantenga una magnitud de evaporación. e) Salinidad: Disminuye la evaporación, fenómeno que sólo es apreciable en el mar.

Factores que influyen en la tasa de evaporación * Concentración de la sustancia que se evapora en el aire: Si el aire ya tiene una alta concentración de la sustancia que se evapora, entonces la sustancia se evaporará más despacio. * Concentración de otras sustancias en el aire: Si el aire ya está saturado con otras sustancias, puede tener una capacidad inferior para la sustancia que se evapora. * Tasa de flujo de aire: Si aire fresco se mueve sobre la sustancia todo el tiempo, la concentración de la sustancia en el aire tendrá menos probabilidad de subir con el tiempo, potenciando así una evaporación más rápida. Esto resulta en una capa divisoria en la superficie de evaporación que disminuye con la velocidad de flujo, disminuyendo la distancia de difusión en la capa estancada. * Concentración de otras sustancias en el líquido (impurezas): Si el líquido contiene otras sustancias, tendrá una capacidad inferior para la evaporación. * Temperatura de la sustancia: Si la sustancia está más caliente, la evaporación será más rápida. * Fuerzas intermoleculares: Cuanto mayor son las fuerzas que mantienen las moléculas juntas en el líquido, más energía será necesaria para evaporarlas. * Área superficial: Una sustancia que tiene un área superficial más grande se evaporará más rápido, ya que hay más moléculas superficiales que son capaces de escaparse.

* Calentamiento: Cuanto más grueso es el recipiente donde se está calentando, más se reduce la evaporación del agua, debido a que se dedica menos calor a la propia evaporación. Aplicaciones Secado: Cuando la ropa se cuelga de un cordel, aunque la temperatura ambiental esté por debajo del punto de ebullición del agua, el agua se evaporará. Este proceso se acelera por factores como humedad baja, calor (del sol) y viento. En un secador de ropa, se hace pasar aire caliente por las prendas, permitiendo que el agua se evapore muy rápidamente. Combustión: Las gotitas de combustible se vaporizan, cuando reciben calor, mezclándose con los gases calientes en la cámara de combustión. El calor (energía) también puede ser recibido por radiación de cualquier pared refractaria caliente de la cámara de combustión. Deposición de capas: Evaporando una sustancia y condensándola en un sustrato es posible depositar capas delgadas. Protección contra la evaporación En climas secos y calurosos la evaporación en los embalses es muy importante y ello conlleva importantes pérdidas de agua almacenada. Por ello se ha tratado de evitar o disminuir esta evaporación, utilizándose diversos métodos entre los que destacan: a) La cubrición. Sólo es posible en pequeñas superficies. b) Disminuir la evaporación protegiendo el embalse del viento por medio de pantallas.

c) Cubrir la superficie del agua con sólidos o líquidos flotantes que eviten la evaporación. Entre los primeros se han utilizado placas de aislante blanco que aumentan la reflexión de la radiación solar y entre los segundos productos químicos que deben de ser estables y no miscibles con el agua ni tóxicos. Estos métodos presentan el problema de que al evitarse la evaporación se produce un calentamiento de la masa de agua con problemas de contaminación. Por todo ello, las medidas deben tender a una mejor gestión del agua, almacenándola en embalses altos (poca evaporación) y aumentando el uso de recursos subterráneos, que sí que funcionan como auténticos embalses cubiertos. Transpiración La mayor parte del agua evaporada por las plantas es agua que ha pasado a través de la planta, absorbida por las raíces, pasando por los tejidos vasculares y saliendo por las hojas, a través de los estomas, aunque a veces también ocurre a través de la cutícula. Esta evaporación de agua a través de las plantas es la denominada transpiración. El agua absorbida por las raíces cumple las siguientes funciones: incorporación a su estructura (1%), transporte de alimentos, eliminación de sales y refrigeración. La transpiración está controlada por muchas variables ya que depende de algunos aspectos dinámicos de la actividad de la planta: •

Las diferentes especies vegetales pueden transpirar cantidades muy diferentes de agua en función de la naturaleza de las aberturas de evaporación que tienen las hojas, las denominadas estomas, sobre todo por su tamaño, densidad y localización o exposición

•

La estación del año, que determina si las plantas tienen hojas y por

cuánto tiempo •

La hora del día, que altera el balance de la radiación, y los ritmos de fotosíntesis y crecimiento de la planta, y la actividad de los estomas. Por la noche la transpiración es del orden del 5-10% de la tasa de transpiración diurna

•

El estado de crecimiento de la planta, dado que las plantas consumen mucha más agua en estado de crecimiento activo o periodos de construcción de biomasa, o cuando el sistema radicular ha alcanzado el máximo de expansión y eficiencia. Para ciertas especies vegetales el máximo de evapotranspiración tiene lugar cuando ha conseguido cubrir toda la superficie del suelo

•

Los factores meteorológicos también influyen en la apertura de los estomas, dándose la circunstancia de que con fuertes vientos, sobre todo si son cálidos, los estomas se cierran, como mecanismo para no perder grandes cantidades de agua. Por el contrario, en casos de gran humedad ambiental, las plantas pueden seguir eliminando agua incluso en forma líquida para permitir el movimiento de la savia

•

las propiedades del suelo, por supuesto, también condicionan la cantidad de agua disponible para la planta, siendo un factor limitante a tener en consideración, de manera que, en función de la litología, las plantas van a ser capaces de extraer más o menos cantidad del agua retenida por el suelo.

Evapotranspiración Se denomina evapotranspiración a la evaporación en superficies cubiertas de vegetales junto con la transpiración de estos vegetales. Aspectos Teóricos de la Evapotranspiración La evaporación directa a partir el suelo (Es) y la transpiración (T) tienen lugar de forma simultánea en la naturaleza, y no es fácil distinguir cuánto vapor de agua es producido por cada uno de los dos procesos. Por ello, se usa el término Evapotranspiración (ET) que engloba el proceso de transferencia de agua a la atmósfera tanto por acción de las plantas como por evaporación directa a partir del suelo. Desde las primeras definiciones, este concepto ha sido vinculado a una expresión matemática que intenta expresar de forma sintética todos los procesos que influyen en esa transferencia de masa y energía. En 1948, Thornthwaite por un lado y Penman, por otro, definieron el concepto de evapotranspiración potencial (ETp), que expresaba de forma más exacta la transferencia de agua entre esas superficies. Después de varias décadas, Doorembos y Pruitt (1975 y 1977) expresaron una nueva definición de la evapotranspiración, que fue la Evapotranspiración de referencia

(ETo).

Allen

(1994)

da

una

nueva

definición

de

la

evapotranspiración de referencia y expone los nuevos objetivos a cubrir en las líneas de investigación de la evapotranspiración. En todos los casos se desarrollan modelos y expresiones matemáticas de una evapotranspiración que difiere de la evapotranspiración real (ETR) que ocurre en una región; estas diferencias se deben, sobre todo, a la disponibilidad de agua en las superficies.

Thornthwaite (1948) introdujo en la ecuación la influencia de la temperatura y la insolación, pero no considera el tipo de superficie. Penman (1948) fue el primero en desarrollar un método combinado que consideraba tanto las fuentes de energía debidas a la radiación como el transporte turbulento del vapor de agua a partir de una superficie, pero no tenía en cuenta el tipo de superficie. Hay que recordar que la evapotranspiración abarca tanto la evaporación como la transpiración, y que precisamente la transpiración depende sólo del tipo de cubierta vegetal que tengamos, por lo que los métodos de Thornthwaite y Penman desestiman los procesos de transpiración. En el método de Penman-Monteith (1963) se distingue ya una resistencia del

cultivo,

denominada

resistencia

estomática,

y

una

resistencia

aerodinámica que corresponde a las condiciones aerodinámicas de la superficie para la transferencia del agua entre el aire y la superficie. La resistencia estomática es debida a la respuesta de los estomas, que son los orificios por donde sale el vapor de agua de las hojas de las plantas, y que responden

a

procesos

fisiológicos

como

la

regulación

térmica,

principalmente, y mantienen el flujo de agua en el interior de la planta, que es el único mecanismo de entrada de nutrientes del suelo a través de las raíces. Tras la definición de Penman-Monteith, conocida también como el método de Penman modificado, surgieron diversas modificaciones, basadas en definir esas resistencias estomática y aerodinámica, que se suelen agrupar en un único término conocido como coeficiente de cultivo. La mayoría de las investigaciones han tratado de definir las variables aerodinámicas para diferentes superficies de cultivos. Ya en esta década se ha visto la gran dificultad de definir coeficientes de cultivo que sean aplicables a cualquier zona del planeta, debido, sobre todo, a la dificultad de obtener datos meteorológicos

suficientes

para

definir

bien

esas

condiciones

aerodinámicas, así como la dificultad de tener una misma especie de referencia, cuyas características de superficie sean aplicables en otras regiones. Allen et al. (1994) proponen como criterio unificador suponer un cultivo hipotético de referencia, con unas condiciones aerodinámicas fijas y tener así el valor de la evapotranspiración de referencia, que será comparable a cualquier otro estudio, y tomar los datos meteorológicos a 2 metros de altura de la superficie. Evapotranspiración Potencial Con objeto de valorar la capacidad máxima de evaporación y transpiración de un suelo, con unas determinadas condiciones atmosféricas y de radiación, Thornthwaite (1948) definió la evapotranspiración potencial como la pérdida de agua que se desprende del suelo, totalmente cubierto de vegetación, cuando aquel se encuentra perfectamente impregnado agua.

Penman

propuso

modificar

esta

definición

para

incluir

de la

estipulación de que la superficie debe estar cubierta por vegetación verde. Esta definición puede

ser

generalmente

satisfactoria,

sin

embargo

pierde su significado durante el invierno en latitudes septentrionales. En ciertas condiciones la evapotranspiración potencial puede ser igual a la evaporación de una superficie de agua. En algunas aplicaciones, la evaporación de la superficie del agua puede ser utilizada como un índice para la evapotranspiración potencial, por ejemplo, en estudios de las condiciones de la humedad del suelo con fines de pronóstico de predicción del abastecimiento de agua. Evapotranspiración Real El efecto de un déficit de humedad en el perfil del suelo es un elemento importante en la relación entre la evapotranspiración real y la potencial.

Existen pocas dudas de que la velocidad de agotamiento de un área heterogénea, inicialmente saturada, disminuye con el tiempo en una recesión casi logarítmica a causa de las variaciones de profundidad de la zona radicular, la densidad de la zona radicular, la pendiente, el aspecto de la superficie, del suelo, etc. La evapotranspiración real es inferior a la evapotranspiración potencial para los siguientes factores: - falta de agua en algunos períodos; - variación de la evapotranspiración según el desarrollo de la planta; -

variaciones de las condiciones atmosféricas como la humedad, la

temperatura, etc. Cálculo de la evapotranspiración  El

Método del balance hídrico

método

del

balance

hídrico

evapotranspiración, ET, cuando precipitación

P,

el

puede

pueden

escurrimiento

utilizarse

para

medirse

o

Q,

y

estimar la

estimarse

la

las variaciones del

almacenamiento, ∆S. La ecuación utilizada es: ET = P – Q – Qss ±ΔS La evapotranspiración anual de una cuenca para un año hídrico puede ser estimada como la diferencia entre la precipitación y el escurrimiento, si se puede establecer por estudios geohidrológicos que la infiltración profunda es relativamente insignificante. Las fechas elegidas para el comienzo y final del año hídrico deben coincidir con la estación seca, cuando la cantidad de agua

almacenada

es

relativamente

pequeña

almacenamiento de un año a otro es mínimo.

y

el

cambio

en

Si se debe 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. 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.

Los perfiles de humedad del suelo desde el nivel de saturación (o desde un punto de humedad constante en regiones áridas) hasta la superficie del suelo, deben medirse al final de cada período de cálculo en diversos puntos de la cuenca o parcela. Se puede calcular así la ganancia o la pérdida de humedad del suelo durante el período en cuestión. 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. 

Método aerodinámico

Este método es también conocido con los nombres de Transferencia de Masa, de Difusión Turbulenta de Vapor y de Los Gradientes de Humedad y Velocidad del Viento. La teoría básica de las ecuaciones del método es que el transporte de vapor de agua, desde la superficie evaporante a la atmósfera, es esencialmente un proceso turbulento (OMM, 1970), en el que el vapor tenderá a pasar de puntos de mayor contenido de humedad a puntos de menor contenido, ayudado por la turbulencia del aire. El desarrollo teórico de las ecuaciones de transporte turbulento ha seguido dos enfoques básicos: la Teoría de la Longitud de Mezcla, concepto debido a L. Prandtl (1904) y a W. Schmidt (1925); y la Teoría de la Mezcla Continua de O. G. Sutton (1949) (Gray, McKay and Wigham, 1973).

Algunas ecuaciones desarrolladas bajo los enfoques anteriores son expresiones matemáticas complicadas y requieren para su aplicación de mediciones meteorológicas muy elaboradas, en cambio, otras son sencillas y únicamente requieren de mediciones de humedad, viento y temperatura

(OMM, 1970). Respecto al primer tipo de ecuaciones, se presenta como representativa de ellas la fórmula que obtuvieron C. W. Thornthwaite y B. Holzman, que supone unos perfiles adiabáticos para la atmósfera y distribuciones logarítmicas para la velocidad del viento y la humedad, para una vertical, la expresión es la siguiente (Gray, McKay and Wigham, 1973): E=0.623pk² (V2 V8)(e2 e8) P Ln [(800 / 200)]² Dónde: E = Evaporación, en cm/s. V2, V8 = Velocidad del viento a 2 y 8 metros de altura, respectivamente, en cm/s. e2, e8=Presiones de vapor en el aire a 2 y 8 metros de altura. P= Presión atmosférica, en milibares. 3 p =Densidad del aire, en g/cm . K = Constante de von karman, aproximadamente igual a 0.4 Ecuaciones similares a la Ley de Dalton: Fórmulas comunes relativas al tipo de ecuaciones sencillas del método Aerodinámico, siendo por ello más utilizadas; en las expresiones se emplean las notaciones siguientes (Campos, 1998): E = evaporación diaria, en mm. Em = evaporación media mensual, en mm. es= presión de vapor de saturación para la temperatura del agua superficial, en mm de mercurio. e = presión de vapor del aire, en mm de mercurio, se obtiene en base a la humedad relativa (HR) y a la temperatura media del aire, por medio de la ecuación:

HR = [112 − 0.1T + Td ]8

112 + 0.9T

Formula de A. F. Meyer (1915): La evaporación media mensual puede obtenerse con la expresión: Em = Cc(1+0.224 V7.5) (es -e) En lagos o embalses grandes y profundos, Cc es igual a 11.0 y para superficies evaporantes pequeñas tales como evaporímetros y pequeños almacenamientos, Cc es 15.0. Formula de R.E. Horton: En 1917 Horton adoptó la Ley de Dalton al introducir la velocidad del viento como potencia, en la forma siguiente (Linsley, Kohler and Paulhus, 1949): E= c [(2-exp -0.447 Vo) (es -e)] Horton sugirió un valor de c igual a 0.36 para el caso de evaporímetros cuadrados de 30 cm de lado y se acepta un valor de 0.4 para estimar la evaporación en un pequeño embalse (Hjemlfet and Cassidy, 1975). 

Método del balance energético

La energía solar es la energía obtenida directamente del sol. La radiación solar incidente en la tierra puede aprovecharse por su capacidad para calentar o directamente a través del aprovechamiento de la radiación en dispositivos ópticos o de otro tipo. Entender el fenómeno y cuantificar la energía emitida por el sol tiene múltiples aplicaciones en el campo de la ciencia y la tecnología. En hidrología, la radiación solar es considerada el elemento activador del

ciclo hidrológico, ya que su acción está íntimamente ligada con el proceso de evaporación de las masas de agua y la humedad contenida en los suelos, así como la evapotranspiración de la cubierta vegetal. Además, se estudia su efecto en el derretimiento de la nieve en las regiones altas y en las tasas de escurrimiento derivadas de los distintos contenidos de humedad del suelo en una cuenca. La radiación solar es también una variable importante para el cálculo de la evapotranspiración con el método aplicado en el presente trabajo, y se requiere su conocimiento a altas resoluciones espacial y temporal. Una herramienta que permite estimar el flujo radiante que incide en la tierra es la percepción remota o teledetección. Esta técnica emplea sensores montados en satélites espaciales, mismos que detectan la radiación reflejada o emitida desde la superficie, o bien aquélla que refleja o emite la atmósfera terrestre. La radiación es aprovechable en sus componentes directa y difusa, o en la suma de ambas. La radiación directa es la que llega directamente del foco solar, sin reflexiones o refracciones intermedias. La difusa es la emitida por la bóveda celeste diurna gracias a los múltiples fenómenos de reflexión y refracción solar en la atmósfera, en las nubes, y el resto de elementos atmosféricos y terrestres. La radiación directa puede reflejarse y concentrarse para su utilización, mientras que no es posible concentrar la luz difusa que proviene de todas direcciones. La irradiancia directa normal (o perpendicular a los rayos solares), fuera de la atmósfera recibe el nombre de constante solar y tiene un valor medio de 1,367 Wm-² (WMO, 1982).

El método de balance energético puede aplicarse a la estimación de la evapotranspiración cuando la diferencia entre el balance de radiación y el flujo de calor en el suelo es importante y excede los errores de medición. La evapotranspiración real es la cantidad de agua, expresada en mm/d, que es efectivamente evaporada desde la superficie del suelo y transpirada por la cubierta vegetal. Balance de energía para evapotranspiración: ET es calculada como un “residual” del balance de energía. El balance de energía incluye todas las fuentes (Rn) y consumidores (ET, G, H) de energía. ET: Rn - G - H Donde: ET= Evapotranspiración Rn= es la radicación neta G= el flujo de calor en el suelo H= es el flujo de calor sensible en el aire



Método deThornthwaite (1948): Describió la importancia física y biológica de la evapotranspiración en la clasificación climática y desarrolló una ecuación para la estimación de la evapotranspiración potencial ETp. La calcular

la

fórmula de

Thornthwaite se

utiliza para

evapotranspiración potencial mensual en mm, y se

expresa de la siguiente forma:

Donde l1 es el número de horas reales de sol al día, N es el número de días al mes, Ta es la temperatura media mensual en ºC, y a1 se define como:

FALTAAAAAA FORMULA Y LA DE PENMAN

ANEXOS

CICLO DEL AGUA

EVAPORACION

INSTRUMENTOS

Tanque de evaporación y sus componentes

Evaporímetro piche

Los dos principales tipos de lisímetros, a la izquierda un lisímetro de drenaje, a la derecha un lisímetro de pesada