TALLER No. 5. HIDROLOGÍA EVPORACION Y EVAPOTRANSPIRACION
PRESENTADO POR CARLOS GABRIEL HERNÁNDEZ CARRILLO LUIS ALEJANDRO DURAN
PRESENTADO A: ING.ESP.MSc. EDISSON R CEPEDA A.
MONITOR:
1. Consultar y definir: radiación de onda corta, radiación de onda larga, radiación neta sobre la superficie de la tierra, radiación reflejada, dispersión, albedo, emisividad, espectro electromagnético, longitud de onda, calor sensible, calor específico a presión constante, calor específico a volumen constante, calor latente de fusión, calor latente de vaporización, condensación, circulación de Hadley, fuerza de Coriolis, patrón real de circulación atmosférica, tasa de lapso adiabático seco, tasa de lapso adiabático saturado, evaporación potencial, evaporación real, evapotranspiración potencial y evapotranspiración real. RT/A Radiación de onda corta Se refiere a la radiación electromagnética electromagnética proveniente del sol y que se concentra mayormente en la franja visible del espectro.
Radiación de onda larga Se refiere en general a la radiación electromagnética emitida por la superficie de la Tierra y por la atmósfera, que se ubica en la porción infrarroja del espectro.
Radiación neta sobre la superficie de la tierra Es la diferencia entre la radiación entrante y saliente de longitudes de d e onda cortas y largas. Es el equilibrio entre la energía absorbida, reflejada y emitida por la superficie terrestre o la diferencia de la radiación neta de onda corta entrante (Rns) y la radiación neta de onda larga saliente (Rnl).
1. Consultar y definir: radiación de onda corta, radiación de onda larga, radiación neta sobre la superficie de la tierra, radiación reflejada, dispersión, albedo, emisividad, espectro electromagnético, longitud de onda, calor sensible, calor específico a presión constante, calor específico a volumen constante, calor latente de fusión, calor latente de vaporización, condensación, circulación de Hadley, fuerza de Coriolis, patrón real de circulación atmosférica, tasa de lapso adiabático seco, tasa de lapso adiabático saturado, evaporación potencial, evaporación real, evapotranspiración potencial y evapotranspiración real. RT/A Radiación de onda corta Se refiere a la radiación electromagnética electromagnética proveniente del sol y que se concentra mayormente en la franja visible del espectro.
Radiación de onda larga Se refiere en general a la radiación electromagnética emitida por la superficie de la Tierra y por la atmósfera, que se ubica en la porción infrarroja del espectro.
Radiación neta sobre la superficie de la tierra Es la diferencia entre la radiación entrante y saliente de longitudes de d e onda cortas y largas. Es el equilibrio entre la energía absorbida, reflejada y emitida por la superficie terrestre o la diferencia de la radiación neta de onda corta entrante (Rns) y la radiación neta de onda larga saliente (Rnl).
y las brillantes más que las opacas. El albedo medio de la Tierra es del 37-39% de la radiación que proviene del Sol.
Emisividad Es la proporción de radiación térmica emitida por una superficie u objeto debido a una diferencia de temperatura con su entorno. La emisividad direccional espectral se define como la razón entre la intensidad emitida por la superficie en una dirección particular y la intensidad que sería emitida por un cuerpo negro a la misma temperatura y longitud de onda.
Espectro electromagnético. Es la distribución energética del conjunto de las ondas electromagnéticas. Referido a un objeto se denomina espectro electromagnético o simplemente espectro a la radiación electromagnética que emite (espectro de emisión) o absorbe (espectro de absorción) una sustancia.
Longitud de una onda. ( λ ) Es el período espacial o la distancia que hay de pulso a pulso. Normalmente se consideran 2 puntos consecutivos que poseen la misma fase: 2 máximos, 2 mínimos, 2 cruces por cero.
Calor específico a volumen constante (CV). Es la cantidad de calor que es necesario suministrar a un mol de gas ideal para elevar su temperatura un grado mediante una transformación isocora (tiene lugar a volumen constante).
Calor latente de fusión. Es la energía requerida por una cantidad de sustancia para cambiar de fase de sólido a líquido, Cuando se aplica calor al hielo, va ascendiendo su temperatura hasta que llega a 0 °C (temperatura de cambio de fase), a partir de entonces, aun cuando se le siga aplicando calor, la temperatura no cambia hasta que se haya fundido del todo. Esto se debe a que el calor se emplea en la fusión del hielo.
Calor latente de evaporación. Es la energía requerida por una cantidad de sustancia para cambiar de fase, de líquido a gaseoso; El agua tiene un calor de vaporización alto ya que, para romper los puentes de hidrógeno que enlazan las moléculas, es necesario suministrar mucha energía; también tiene un calor de fusión alto. Una de las ventajas del elevado calor de vaporización del agua es que permite a determinados organismos disminuir su temperatura corporal.
Condensación. Se denomina condensación al cambio de fase de la materia que se encuentra en forma gaseosa (generalmente vapores) y pasa a forma líquida. Es el proceso inverso a la vaporización. En la naturaleza se da el proceso de la condensación de vapor de agua al bajar la temperatura,
perpendicular a la dirección del eje de rotación del sistema y a la dirección del movimiento del cuerpo vista desde el sistema en rotación. La fuerza de Coriolis tiene dos componentes:
una componente tangencial, debido a la componente radial del movimiento del cuerpo. un componente radial, debido a la componente tangencial del movimiento del cuerpo.
Patrón real de circulación atmosférica. Los cinturones de viento que rodea el planeta están organizados en tres células: la célula de Hadley, la célula de Ferrel, y la célula polar. Contrariamente a la impresión dada en el diagrama simplificado, el grueso del movimiento vertical se produce en la célula de Hadley, las explicaciones de los otros dos células son complejas. Bajas y altas presiones en la superficie de la tierra se equilibran con presiones relativas opuestas en la troposfera superior.
Es la tasa de disminución de la temperatura con la altura de una masa de aire seco o saturado pasando bajo condiciones adiabáticas. Aire no saturado cuenta con menos de 100% de humedad relativa, es decir, su temperatura real es más alta que su punto de rocío. El término adiabático significa que no se produce la transferencia de calor en o fuera de la parcela. El aire tiene baja conductividad térmica, y los cuerpos de aire involucrados son muy grandes, por lo que la transferencia de calor por conducción es despreciable.
Tasa de lapso adiabático saturado. Cuando el aire está saturado de vapor de agua (en su punto de rocío), la tasa de lapso adiabático saturado se aplica. Este gradiente varía fuertemente con la temperatura. Un valor típico es de alrededor de 5 ° C / km (2.7 ° F / 1,000 ft) (1.5 ° C / 1,000 pies). La razón de la diferencia entre los valores de gradiente adiabático seco y húmedo es que el calor latente se libera cuando el agua se condensa, disminuyendo así la tasa de descenso de la temperatura medida que aumenta la altitud. Este proceso de liberación de calor es una fuente importante de energía en el desarrollo de tormentas eléctricas. Una parcela de aire saturado de determinado contenido de la temperatura, la altitud y la humedad por debajo del punto de rocío correspondiente se enfría en el gradiente adiabático seco a medida que aumenta la altitud hasta que se cruza la línea del punto de rocío para el contenido de humedad determinado. A medida que el vapor de agua y luego comienza la condensación del paquete de aire se enfría posteriormente en el gradiente adiabático húmedo es más lento si la altitud aumenta aún más.
Evaporación potencial.
Evapotranspiración real. Es la cantidad de agua, expresada en mm/día, que es efectivamente evaporada desde la superficie del suelo y transpirada por la cubierta vegetal.En general cuando se aborda el punto de la evapotranspiración real se hace referencia a la que se obtiene en un balance de humedad en el suelo.
2. Estimar la tasa de evaporación diaria en una superficie de agua abierta, a partir de fórmulas teóricas, para una estación climatológica localizada en la ciudad de Tunja. La estimación deberá realizarse por medio de los métodos de balance de energía, aerodinámico, de combinación y Priestley-Taylor. Para la realización de este punto del taller se utilizaran datos suministrados por el Instituto de Hidrografía, Meteorología y Medio Ambiente de Colombia (IDEAM). Medias y extremas del año 1999 hasta el 2011. Y como dato para la radiación neta se toma los datos suminstrados en los cursos virtuales de la universidad nacional sede Palmira- Valle. http://www.virtual.unal.edu.co/cursos/sedes/palmira/5000134/contenido/cap1/lec1.htm El término radiación global agrupa al conjunto de radiación solar proveniente de las reacciones nucleares originadas a! interior del Sol. A su entrada a la atmósfera, la radiación global, transporta una energía de 1.94 col.gr.cm2-min cantidad que se llama la constante solar; constante que esta sujeta a una oscilación anual de más o menos un 7% según la distancia Tierra-Sol. Alcanza los 2.01 calorías, gramos, cm2-min alrededor del 3 de Enero (perihelio) y 1.86 para el 4 de Julio (afelio). La radiación global extraterrestre comporta:
Figura 4. Distribución promedio de la radiación solar con cielo despejado Fuente: Lutgens, Frederick., 1995.
Si no se cumpliera esto, existirían dos posibilidades: La primera, un calentamiento progresivo del planeta que llevarla al desecamiento de los océanos y por consiguiente el rompimiento del ciclo hidrológico; la segunda, un enfriamiento que llevaría al congelamiento inclusive de la región intertropical. Parece que a estas dos posibilidades el planeta tarde o temprano se verá enfrentado. De la radiación total entrante, una parte se utiliza y otra se refleja. Un 16% de Es, es captada por la atmósfera debido al vapor de agua, bióxido de carbono. Metano y otros compuestos y elementos que absorben la radiación infrarroja; siendo el Oxígeno (O3, O2, O) el elemento que absorbe preferiblemente la radiación ultravioleta de tipo abiótíco (0.15-0.24 micrones) y un 24%, es reflejada por las nubes, que cubren un área del 52% de la superficie terrestre en cualquier tiempo. Las nubes también absorben cerca del 2% de Es. Las partículas de polvo, gotas de agua, moléculas de gases atmosféricos, los mismos núcleos de condensación y otros materiales provocan que el 7% de Es sea radiada al espacio. Cuando finalmente llega a la superficie, aproximadamente el 4% es reflejado al espacio, siendo que dicha reflexión es tanto más intensa cuanto más claro sea su color (albedo) Vemos como el 47% de la energía incidente es absorbida en la superficie terrestre El segundo elemento importante en et balance de energía radiante, es la radiación de onda larga.
Todo cuerpo cuya temperatura es superior al 0 absoluto, emite una radiación cuya intensidad y longitud de onda depende de la temperatura absoluta. La Tierra misma irradia, de acuerdo con la ley de Stefan Boltzmann.
atmosféricas. De todas maneras la mayor parte de la radiación absorbida es reirradiada hacia la Tierra (337.0 W/m2). Tenemos por lo. tanto que la radiación saliente neta es igual a la energía radiada (Er) menos la energía absorbida hacia la tierra (Err)
De la siguiente ecuación calcularemos la energía radiante neta medida sobre la superficie terrestre:
En = Es - E1 - (Er - Err)
(2.2)
Tabla 1 Energía entrante y energía saliente
RADIACIÓN ENTRANTE
W/m2
Energía solar sobre la atmósfera promediadas sobre superficies esféricas
349
16% Captada por la atmósfera
55.8
24% Reflejada por tas nubes
83.8
7% Reformada y diseminada por partículas y moléculas al espacio
24.4
2% Captada por las nubes
7
E1 : Energía solar perdida debido a la absorción de la atmósfera y a la reflexión. Err : Radiación de ta superficie terrestre absorbida y reirradiada a la Tierra por la atmósfera. Sustituyendo los valores de ta Tabla 2 a la ecuación 2.2 se tiene: E = Es - 0.53 Es - (399 - 337) En = 349 -185 -62
En =102 W/m2 Estableciendo un balance de calor estos 102 W/m2 de energía, quedan discriminados de la siguiente manera: Donde: En =E sensible = E evap x E biol + Ess En : Energía neta disponible. Ess : Energía transferida al terreno y al mar. E sens. : Energía transferida como calor sensible de la superficie terrestre al aire (entibiándolo). E evap. : Energía utilizada para evaporar agua.
Para una temperatura de 23°C, la densidad de agua corresponde a
Como no se encontraron datos de la radiación neta en la ciudad de Tunja se utilizóel analisis hecho en universidad nacional de Palmira mencionado anteriormente. Rn=102 W/m2
( )( ) 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,
ρw: densidad del agua a 23°C=
.
B: coeficiente de transferencia de vapor.
* + es: tensión de vapor de saturación del aire
Para una temperatura promedio anual de 23°C, es= 2810.35754N/m^2 e: tensión de vapor del aire
Donde Rh es la humeda relativa tomada de los datos de la estación climatología U.P.T.C, sede tunja la humedad promedio anual fue de 78%
Para el cálculo de la tasa de evaporación diaria. T= 23°C
γ =constante psicrometrica=
Cp=calor especifico a presión constante para el aire=1,005 j/kgK Kh/Kw=1 P=102400 Pa
lv=
Δ=gradient de la curva de presion de vapor de saturación es=
E=3.314479003mm/dia
MÉTODO PRIESTLEY-TAYLOR. En el caso de la evaporación sobre áreas grandes la consideración de balance de energía dominan la tasa de evaporación por este motivo PRIESTLEY-TAYLOR determinaron que el segundo termino de la ecuación de combinación (Δ) es aproximadamente el 30% del primero ,
entonces la ecuación de priestley-taylor para la tasa de evaporación queda de la siguiente forma:
α=1.3
tierra mediante métodos indirectos. Algunos de los métodos directos son los que se indican a continuación.
Evaporación En Tanque
Para estimar la evaporación en masas de agua libre se utilizan por lo general registros de evaporación en tanque. Los tanques pueden ser de sección cuadrada o circular, instalados enteramente por encima del terreno o insertados en éste de modo que el nivel de agua sea aproximadamente el mismo que el del suelo. Pueden estar también instalados en plataformas flotantes ancladas, en la superficie de lagos u otras masas de agua. Además del tanque, se necesitan otros instrumentos, como los anemógrafos o anemómetros integrados, los medidores de precipitación no registradores, los termómetros o los termógrafos en el caso de la temperatura del agua, los termómetros de máxima y mínima o los termógrafos en el caso de la temperatura, o los higrotermógrafos o higrómetros.
Figura. Tornillo micrométrico para medir la evaporación. Fuente: Sabogal, N.. 1985. Es un recipiente circular de 25.5 cm de profundidad y 1.21 metros de diámetro, hecho en lámina de hierro galvanizado o de fibra de vidrio. Se instala sobre una plataforma de madera construida de tal manera que permita la circulación del aire por debajo del tanque. En el interior del tanque se pintan dos líneas amarillas, una a 5 cm y la otra a 7.5 cm debajo del borde. Esto sirve para mantener correcto el nivel del agua. (Eslava, J. 1992); (Sabogal, H, 1995).
Porcelanas porosas
Presentan al aire una esfera (Livingston) o un disco (Bellani) de porcelana porosa, en contacto con un depósito de agua que las alimenta ayudado por la presión atmosférica. Se utilizan fundamentalmente como aparatos de investigación, empleándose frecuentemente en estudios de transpiración.
Superficies de papel húmedo
Juegan un papel similar a las porcelanas porosas. El modelo más usado es el evaporímetro de Piché que se basa en la idea de humedecer permanentemente un papel expuesto al aire. El depósito humedecedor es un tubo graduado, que se coloca invertido con la boca libre hacia abajo. Esta se tapa con un papel secante sujeto por medio de una arandela metálica. La evaporación produce el secado del papel y una succión de agua del depósito. Se medie el descenso de agua en el tubo.
Evapotranspirómetros
Está diseñado para obtener medidas directas de evapotranspiración potencial a partir de la ecuación del balance hídrico. Consiste en uno o más depósitos excavados en el terreno y rellenos con el producto de la excavación, o con el perfil que se quiera estudiar. En la superficie se planta un césped vegetal continuo. El fondo tiene un tubo colector que recoge las salidas (G) y las conduce a un depósito colector también enterrado y situado a nivel inferior, para medirlas.
consumida. La reposición de agua se efectúa por medio de tanques de alimentación en forma automática.
Modelo esquemático de un lisímetro de balanza Leyenda: A) Terreno en estudio B) Balanza C) Recolección del agua de drenaje D) Recolección del agua de escorrentía
Parcelas y cuencas experimentales
Se toman muestras del suelo a distintos niveles de una misma vertical en los instantes t1 y t2. Los perfiles de humedad obtenidos por cualquiera de los métodos de determinación humedad en el suelo dan valores de R1 y R2, respectivamente, de manera que: ET = R1 - R2. El método que en teoría es válido, tiene serias dificultades para su aplicación práctica y los valores obtenidos pueden estar muy alterados, especialmente por aportaciones laterales de agua, o en general, aportaciones de agua exteriores a la zona radicular estudiada.
Atmómetro de Livingstone
Atmómetro, es el termino general empleado para designar cualquier aparato para medir evaporación.
El atmómetro de Livingstone, está formado por una esfera de cerámica porosa, que tiene un vástago barnizado del mismo material que se introduce dentro de un recipiente graduado que contiene agua. La esfera se encuentra pintada de blanco o de negro. Al recibir la energía de la atmósfera, se produce una evaporación en la superficie de la esfera que se traduce en una
ecuación describe la energía entrante y saliente, compensada por la cantidad de energía almacenada en el sistema.
Método De Transferencia De Masas Como su propio nombre indica, el método de transferencia de masas está basado en la determinación de la masa del vapor de agua transferida de la superficie del agua a la atmósfera. Antes de profundizar en este concepto, es conveniente describir la física del movimiento del aire.
Método de Thornthwaite La fórmula se basa en la temperatura y en la latitud determinando que esta última constituye un buen índice de la energía en un lugar específico. Sirve para estimar la evapotranspiración potencial y tiene la ventaja de que la fórmula usa datos climatológicos accesibles. Se obtienen buenos resultados en zonas húmedas con vegetación abundante.
Fórmula de Penman Constituye uno de los métodos clasificados como "semi-empíricos" porque mezclan varios conceptos con el fin de evitar medidas más difíciles de obtener. El método de Penman es semiempírico porque parte de la ecuación de la fórrmula de Penman para estimar la evaporación y los valores de evaporación en superficie de agua libre, se multiplican por un coeficiente reductor empírico para obtener evapotranspiración potencial.
Método de Penman simplificado Con este método puede obtenerse fácilmente la evaporación potencial diaria en mm/día,
La fórmula propuesta relaciona la temperatura media de un lugar con la luminosidad y la evapotranspiración, eliminando la humedad relativa; determinando los coeficientes globales del cultivo.
Método racional utilizando la curva de Hansen Se basa en que las exigencias de humedad a través del ciclo vegetativo de la planta se conjugan en una sola curva determinada como promedio de todas las demás. Las etapas de crecimiento están relacionadas con las demandas de agua aún más estrechamente, que la edad misma de los cultivos.
Método de Grassi y Christensen Este método calcula el uso consuntivo de igual forma que lo hacen Blaney y Criddle. Se determinan los factores evaporantes (f), se multiplican por los coeficientes periódicos (km) que se obtienen de una gráfica con los valores propuestos por Grassi y Christensen
Perfiles de humedad y velocidad
El aire, en las capas inferiores de la atmósfera se mueve en régimen turbulento, por influencia de la rugosidad de la superficie del terreno y la velocidad del viento. El vapor de agua encuentra este medio de transporte turbulento para su difusión. De modo general se admite que la concentración de vapor de agua decrece con la altura sobre la superficie evaporante. El método de los perfiles relaciona la evaporación con medidas de los gradientes de humedad y velocidad del viento. Según Rosenberg (1974), la ecuación de
Piranómetro.
Radiación De Onda Larga La radiación de onda larga se mide indirectamente mediante radiómetros de placa. Estos instrumentos no presentan una respuesta selectiva a diferentes longitudes de ondas, por lo que miden la totalidad del espectro. La radiación de onda larga se calcula en términos de la diferencia entre la radiación total recibida del sol y del cielo, tal como es observada por el radiómetro; la radiación solar se mide mediante un piranómetro instalado en el mismo emplazamiento. Otro tipo de instrumento, el pirradiómetro de valor neto, mide la diferencia entre la radiación total (de onda corta y de onda larga) entrante (descendente) y saliente (ascendente). El instrumento consiste en una placa instalada horizontalmente, con dos superficies de color negro.
Temperatura de la superficie del agua Para medir la temperatura del agua se utilizan varios tipos de termómetros, como los de mercurio en vidrio o de mercurio en acero (incluidos los de máxima y mínima y los de inversión), de resistencia de platino o termistor con circuito electrónico y medidor o registrador, y los termómetros de termopar con voltímetro, con o sin registrador. Instrumentos de lectura directa Son todos aquellos que no inscriben las mediciones en una faja de papel; por lo general, son más precisos pero cada medición requiere de una lectura. Tabla 3.
Instrumentos registradores Son aquellos en los cuales loe valores que va tomando la variable son registrados en una faja de papel unida a un tambor o rodillo que da vueltas con el paso del tiempo y como resultado se obtiene una curva que representa la variable meteorológica en función del tiempo. (Sabogal, N., 1985). Tabla VARIABLE Temperatura del aire Temperatura del suelo Humedad atmosférica Precipitación
Instrumento lectura directa
instrumento registrador
Termómetro
Termógrafo
Geotermometro
Geotérmografo
Psicrómetro
Hidrógrafo
Pluviómetro
Pluviógrafo
Para obtener una lectura representativa de tas temperaturas del aire, los termómetros deben estar protegidos de la radiación del Sol y al mismo tiempo estar convenientemente ventilados. Esto se ha conseguido instalándolos dentro de una caseta o abrigo meteorológico. Existen numerosas variedades de casetas, pero en esencia consisten en combinaciones de tablas o persianas con las cuales se da sombra a los termómetros sin impedir su aireación. Se instalan sobre cuatro pies efe madera o hierro de modo que su base quede a una altura de 2.00 metros sobre el suelo. En la caseta suelen instalarse los termómetros de máxima y mínima y el sicrómetro, formado por los termómetros seco y húmedo. (López, L. 1968).
Termómetro seco
La temperatura del aire es la que indica el termómetro seco del sicrómetro Este termómetro está constituido por un depósito de vidrio esférico o cilíndrico, que se prolonga por un tubo capilar también de vidrio, cerrado en el otro extremo. Por el calor, el mercurio encerrado en el depósito pasa al tubo y hace subir la columna. En el interior del tubo de vidrio se encuentra una rejilla con graduaciones cada 0.2 C. La temperatura se lee sobre la graduación que corresponde al extremo de la columna de mercurio. La parte superior de !a columna de mercurio es una superficie curva llamada menisco. Figura 7. Las lecturas se efectúan a la 07:00, 13:00 y 19:00 HLC. y posteriormente se anotan en la casilla respectiva del "Diario de Observaciones". (López, L. 1988).
Termómetro de máxima
Termógrafo.
El sicrómetro
Este instrumento se compone esencialmente de dos termómetros iguales montados en un soporte metálico; uno de ellos (el termómetro seco) es un termómetro ordinario que indica la temperatura del aire en el momento de la observación. El otro, que recibe el nombre de termómetro húmedo, es un termómetro similar al seco pero cuyo depósito está cubierto por una delgada tela de algodón, llamada comúnmente muselina, la cual permanece humedecida.
Uso De Imágenes Satelitales Y Sensores Remotos Para La Caracterización De Los Procesos De La Evapotranspiración. es una herramienta útil para estimar la evapotranspiración de los cultivos, y con ello mejorar la productividad del agua. Una de las posibilidades de ahorrar agua consiste en el cambio de las técnicas de riego buscando sistemas más eficientes. Sin embargo, la implantación de estos sistemas más eficientes requiere de importantes inversiones para mejorar la productividad del recurso agua.
Medición de variables deevaporación y evapotranspiraciónmediante teledetección [HOMS D] Se han utilizado observaciones mediante teledetección, combinadas con datos meteorológicos auxiliares, para obtener estimaciones indirectas de la evapotranspiración en una horquilla de escalas temporales y espaciales (Schulz y Engman, 2000).
4. Calcular la evaporación promedio mensual para el año promedio, en la cuenca del rio la vega (Tunja-Motavita), por medio de los siguientes método empíricos: Meyer (1915), Folse, Lugeon, Fitzgerald, USBR, Rohwer (USA, 1931), Kuzmin, servicios hidrológicos de la URSS, Marciano y Harbeck. Analizar los resultados obtenidos , compararlos con los resultados obtenidos en el punto 2 y comentar. Consultar los mecanismo de control de evaporación en embalses.
CALCULO EVAPORACION POR EL METODO DE FOLSE
w(Nudos)
E(mm/dia)
Mes
es(milibares)
er(milibares)
Enero
14,20
2,272
2,6
9,36
16,848
5,970
Febrero
14,68
3,626
2,6
9,36
16,848
5,691
Marzo
14,2
3,749
2,5
9
16,200
5,267
Abril
13,93
3,120
2,4
8,64
15,552
5,150
Mayo
15,37
3,996
2,4
8,64
15,552
5,329
Junio
16,08
1,769
2,7
9,72
17,496
6,962
Julio
15,77
4,636
2,9
10,44
18,792
6,413
Agosto
15,47
4,440
3,1
11,16
20,088
6,844
Septiembre
16,29
5,327
2,8
10,08
18,144
6,126
Octubre
15,57
4,204
2,4
8,64
15,552
5,327
Noviembre
14,39
2,403
2,3
8,28
14,904
5,293
Diciembre
14,3
5,248
2,5
9
16,200
4,821
W(m/ s)
W(km/ h)
CALCULO EVAPORACION POR EL METODO DE LUGEON
CALCULO EVAPORACION POR EL METODO DE MEYER
Mes
C
es(milibares)
eR(milibares)
es(in-Hg)
eR(in-Hg)
W(m/ s)
W(km/ h)
E(mm/mes)
Enero
15
0,0142
0,002272
0,419
0,067
2,6
9,360
83,618
Febrero
15
0,01468
0,003626
0,434
0,107
2,6
9,360
77,491
Marzo
15
0,0142
0,003749
0,419
0,111
2,5
9,000
70,626
Abril
15
0,01393
0,003120
0,411
0,092
2,4
8,640
70,318
Mayo
15
0,01537
0,003996
0,454
0,118
2,4
8,640
73,987
Junio
15
0,01608
0,001769
0,475
0,052
2,7
9,720
103,940
Julio
15
0,01577
0,004636
0,466
0,137
2,9
10,440
86,486
Agosto
15
0,01547
0,004440
0,457
0,131
3,1
11,160
91,254
Septiembre
15
0,01629
0,005327
0,481
0,157
2,8
10,080
82,393
Octubre
15
0,01557
0,004204
0,460
0,124
2,4
8,640
73,937
Noviembre
15
0,01439
0,002403
0,425
0,071
2,3
8,280
74,948
Diciembre
15
0,0143
0,005248
0,422
0,155
2,5
9,000
61,170
CALCULO EVAPORACION POR METODO DE LOS SERVICIOS HIDROLOGICOS DE LA URSS
CALCULO EVAPORACION POR EL METODO DE ROHWER
es(in-Hg)
eR(in-Hg)
E(Pulg/dia)
E(mm/dia)
0,582
0,419
0,067
0,241
6,115
5,816
0,582
0,434
0,107
0,223
5,662
9
5,592
0,559
0,419
0,111
0,210
5,330
8,64
5,369
0,537
0,411
0,092
0,216
5,487
8,64
5,369
0,537
0,454
0,118
0,227
5,758
2,7
9,72
6,040
0,604
0,475
0,052
0,289
7,351
2,9
10,44
6,487
0,649
0,466
0,137
0,228
5,781
6,680
3,1
11,16
6,935
0,693
0,457
0,131
0,228
5,788
22977,915
6,778
2,8
10,08
6,263
0,626
0,481
0,157
0,223
5,658
22684,998
6,692
2,4
8,64
5,369
0,537
0,460
0,124
0,226
5,752
73966,32
22189,896
6,546
2,3
8,28
5,145
0,514
0,425
0,071
0,238
6,047
73830,12
22149,036
6,534
2,5
9
5,592
0,559
0,422
0,155
0,182
4,615
Pi
Pb
(Pa)
(Pa)
Enero
73694,12
22108,237
6,522
2,6
Febrero
74376,14
22312,843
6,582
2,6
Marzo
73694,12
22108,237
6,522
Abril
73287,35
21986,204
6,486
Mayo
75339,55
22601,866
Junio
76313,05
Julio
75894,59
Agosto
W(millas/hora)
w(millas/hora)
z=2m
z= 0,2m
9,36
5,816
9,36
2,5 2,4
6,668
2,4
22893,914
6,754
22768,378
6,717
75478,00
22643,401
Septiembre
76593,05
Octubre
75616,66
Noviembre Diciembre
Mes
B(mm Hg)
W(m/ s)
W(km/ h)
CALCULO DE LA EVAPORACION METODO USBR
Mes
t(oC)
E(mm/mes)
E(mm/dia)
Enero
13,8
88,602878
3,1643885
Febrero
14,4
90,886964
3,245963
Marzo
14,4
90,886964
3,245963
Abril
14,5
91,267645
3,25955875
Mayo
13,7
88,222197
3,15079275
Junio
13,3
86,699473
3,09640975
Julio
12,3
82,892663
2,96045225
Agosto
12,8
84,796068
3,028431
Septiembre
13,1
85,938111
3,06921825
Octubre
13,8
88,602878
3,1643885
Noviembre
13,8
88,602878
3,1643885
Diciembre
13,5
87,460835
3,12360125
CALCULO DE EVAPORACION POR FITZGERALD
CALCULO DE EVAPORACION POR KUZMIN
Mes
es(milibares)
er(milibares)
es(milibares)
er(milibares)
E(mm/dia)
W(m/ s)
W(km/ h)
Enero
2,60
9,36
14,20
2,27
0,0142
0,002272
2,84273821
Febrero
2,60
9,36
14,68
3,63
0,01468
0,00362596
2,63445187
Marzo
2,50
9,00
14,20
3,75
0,0142
0,0037488
2,45624102
Abril
2,40
8,64
13,93
3,12
0,01393
0,00312032
2,50476716
Mayo
2,40
8,64
15,37
4,00
0,01537
0,0039962
2,63548234
Junio
2,70
9,72
16,08
1,77
0,01608
0,0017688
3,45800953
Julio
2,90
10,44
15,77
4,64
0,01577
0,00463638
2,76380092
Agosto
3,10
11,16
15,47
4,44
0,01547
0,00443989
2,8110103
Septiembre
2,80
10,08
16,29
5,33
0,01629
0,00532683
2,68525747
Octubre
2,40
8,64
15,57
4,20
0,01557
0,0042039
2,63369813
Noviembre
2,30
8,28
14,39
2,40
0,01439
0,00240313
2,73792577
Diciembre
2,50
9,00
14,30
5,25
0,0143
0,0052481
2,12737754
CALCULO DE EVAPORACION METODO DE MARCIANO Y HARBECKS
De acuerdo con los datos resultados obtenidos en el punto 2 por el cual se calculaba la evaporación por otros métodos hay un promedio de evaporación diaria de 3mm por día en general ya que no se hizo un cálculo detallado mes a mes como se realizo en este numeral. En cuanto a lo realizado, por los método propuestos para el cálculo de la evaporación se observa cierta homogeneidad por los primeros 6 métodos, encontrando una diferencia no muy grande ya que se utilizan diferentes variables o parámetros dando un rango no mayor a 10; pero para los últimos 3 métodos plasmados anteriormente el resultado obtenido es muy pequeño a comparación de los 6 primeros, esto se debería a que no hay claridad en los datos a utilizar por que se utilizo er en lugar de eo, además estos métodos son desarrollados en posiciones geográficas completamente diferentes a las que presenta nuestro país, partiendo de la posición en la zona tropical donde la exposición a la radiación es mayor, y la disposición de datos para el cálculo de estas es muy mínimo.
5. para el cultivo de referencia y con la información climática de la ciudad de Tunja, calcular la evapotranspiración potencial con los siguientes métodos: Thornthwhite, Blaney-Cidley, Hargreaves y Turc, asi como el método de combinación modificado, de acuerdo con la ASCI. La evapotranspiración, obtenida por los métodos plasmados en las páginas siguientes muestra valores parecidos en los cultivos de referencia. Teniendo un rango no muy grande en sus variaciones. Hay que tener en cuenta que hay cultivos que se cosechan al tiempo lo que tendría influencia en los valores de evapotranspiración en ciertos meses. Para aplicar la metodología de Heargraves hay que tener certeza de que se cuenta con un tanque tipo A, por lo cual no tendría aplicación, además de contar con datos de radicación y porcentaje de exposición de luz entre otros de los cuales no se dispone. Pero para efectos académicos se
METODO
E.V.T. DEL CULTIVO ( cm /mes)
MES
9,185 9,084 8,852
MES
TEMPERATURA (°C)
INDICE MENSUAL DE CALOR (I)
MAYO
ENERO
13,8
10,637
MES
JUNIO
FEBRERO
14,4
11,345
MAYO
10,520
0,681
JULIO
MARZO
14,4
11,345
JUNIO
10,059
0,673
ABRIL
14,5
11,464
JULIO
8,936
0,652
MAYO
13,7
10,520
AGOSTO
9,492
CULTIVO
INDICE MESES DESARROLLO DE CULTIVO
a MENSUAL
INDICE MENSUAL" I " CULTIVO
8,964
AGOSTO
9,035
SEPTIEMBRE
9,210
OCTUBRE
JUNIO
13,3
10,059
SEPTIEMBRE
9,831
9,210
NOVIEMBRE
JULIO
12,3
8,936
OCTUBRE
10,637
0,683
9,133
DICIEMBRE
AGOSTO
9,210
ENERO
MAIZ
THORNTHWAITE 8,793
NOVIEMBRE
8,683
DICIEMBRE
8,793
ENERO
9,015
FEBRERO
9,400
ABRIL
9,185
MAYO
9,084
JUNIO
8,852 8,964
0,662 MAIZ
0,668
12,8
9,492
NOVIEMBRE
10,637
0,683
SEPTIEMBRE
13,1
9,831
DICIEMBRE
10,289
0,677
OCTUBRE
13,8
10,637
ENERO
10,637
0,683
NOVIEMBRE
13,8
10,637
DICIEMBRE
13,5
10,289
NOVIEMBRE
13,80
0,740
DICIEMBRE
13,50
ENERO
13,8
FEBRERO
14,4
0,751 0,698
PAPA
N° DE MESES
CULTIVO
9
MAIZ
PAPA
0,735 0,740
4
PAPA
ABRIL
11,464
5
TRIGO
MAYO
10,520
JULIO
JUNIO
10,059
AGOSTO
JULIO
8,936
0,652
AGOSTO
9,492
0,662
TRIGO
0,681 TRIGO
0,673
METODO
BLANEY - CRIDDLE
E.V.T. DEL CULTIVO ( cm /mes)
MES
1,195 1,061 0,889
MES
TEMPERATURA (°C)
MES
FACTOR CLIMATICO CULTIVO (KC)
MAYO
ENERO
13,8
MAYO
1,500
JUNIO
FEBRERO
14,4
JUNIO
1,375
JULIO
MARZO
14,4
JULIO
1,250
ABRIL
14,5
AGOSTO
1,125
MAYO
13,7
SEPTIEMBRE
1,000
CULTIVO
0,834
AGOSTO
0,759
SEPTIEMBRE
0,702
OCTUBRE
JUNIO
13,3
OCTUBRE
0,875
0,602
NOVIEMBRE
JULIO
12,3
NOVIEMBRE
0,750
0,490
DICIEMBRE
AGOSTO
0,226
ENERO
MAIZ
12,8
DICIEMBRE
0,625
SEPTIEMBRE
13,1
ENERO
0,500
OCTUBRE
13,8
0,843
NOVIEMBRE
NOVIEMBRE
13,8
NOVIEMBRE
1,05
0,732
DICIEMBRE
DICIEMBRE
13,5
DICIEMBRE
0,934
0,657
ENERO
ENERO
0,818
0,589
FEBRERO
FEBRERO
0,7
ABRIL
1,05
MAYO
0,85
JUNIO
0,65
PAPA
CULTIVO
MAIZ
TABLA 4.3
PAPA
MENSUALDE HORAS LUZ SOLAR 8,326 %
0,889
ABRIL
0,677
MAYO
0,502
JUNIO
0,320
JULIO
JULIO
0,45
0,185
AGOSTO
AGOSTO
0,25
TRIGO
TRIGO
METODO
COMBINACION MODIFICADO
MES
TEMPERATURA (°C)
TEMPERATURA (°k)
ENERO
13,8
286,8
JULIO
FEBRERO
14,4
287,4
-1182,322
AGOSTO
MARZO
14,4
287,4
-1018,529
SEPTIEMBRE
ABRIL
14,5
287,5
-1142,037
OCTUBRE
MAYO
13,7
286,7
-1196,392
NOVIEMBRE
JUNIO
13,3
286,3
-1340,542
DICIEMBRE
JULIO
12,3
285,3
-1323,804
ENERO
AGOSTO
12,8
285,8
-1218,669
0,000
SEPTIEMBRE
13,1
286,1
-1240,055
NOVIEMBRE
OCTUBRE
13,8
286,8
NOVIEMBRE
13,8
286,8
DICIEMBRE
13,5
286,5
E.V.T. DEL CULTIVO ( mm /mes)
MES
-1238,222
CULTIVO
MAIZ
-1323,804
ENERO
-1218,669
FEBRERO
-1240,055
0,000
-1383,982
ABRIL
-1419,046
JUNIO
-1238,222
JULIO
PAPA
Tasa de evaporacion
( eas )
ea TRIGO
Coef. Transfer. de vapor B ) ( mm/día*Pa))
971,40 786,834
(
0,00579096
-1182,322
AGOSTO
-1018,529
0
Velocidad del viento (Km / dia) "u"
114,48
-1142,037
0
Rh (Humeda Relativa) %
81
e (emisividad)
0,97
α
0,85
δ
5,67E-08
γ (Pa / °c)
208,75
Radiacion neta Rn ( W / m^2 )
105
Densidad del agua ψ ( kg/m^3 )
1000
Cp
1,005
Kh
1
Presion atm (Pa)
101300
