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

of Areal Evaporation. Informe de hidrología operativa N0 22, OMM—N0 635, Ginebra.

- Organización Meteorológica Mundial, 1983: Guía de instrumentos y métodos de

observación meteorológicos. Quinta edición,

OMM—N0 8, Ginebra.