Evapotranspiracion

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TEMA II
EVAPOTRANSPIRACIÓN
E
L
g
d
s
á
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c
d
e
D
f
v
F
L
A
p
d
H
c
l
E
p
Evapotranspiración. Factores que influyen en la Evapotranspiración. Métodos de medición y
cálculo. Comentario final a los métodos de cálculo de evapotranspiración. Balance Hidrológico
climático.
vapotranspiración
a evapotranspiración es resultado del proceso por el cual el agua cambia de estado líquido a
aseoso y directamente, o a través de las plantas vuelve a la atmósfera en forma de vapor; es
ecir; la evapotranspiración no es un fenómeno distinto a la evaporación y transpiración, sino la
umatoria de los dos procesos y el término, sólo es aplicable correctamente a una determinada
rea de terreno cubierta por vegetación. Cuando ésta no existe, únicamente podrá hablarse de
vaporación. Por el contrario, en condiciones naturales, y aunque el fenómeno tiene sus
aracterísticas propias, no es posible la ocurrencia exclusiva de transpiración. Justamente, la
ificultad en la medida por separado de estas variables ha obligado a introducir el concepto de
vapotranspiración (Evp).
esde el punto de vista práctico, dado que la evapotranspiración depende entre otros, de dos
actores muy variables y difíciles de medir: el contenido de humedad en el suelo y el desarrollo
egetal de la planta, fue necesario introducir dos nuevos conceptos:
 Evapotranspiración Potencial: Representa la cantidad total de agua que sería
evapotranspirada, si las reservas fueran suficientes para compensar las pérdidas máximas. Se
supone un desarrollo vegetal óptimo y un suelo en su capacidad de campo máxima.
 Evapotranspiración Real: Es la que se produce en las condiciones naturales de humedad.
Cuando la humedad del suelo es elevada, puede llegara a ser igual que la potencial.
actores que influyen en la Evapotranspiración
a cantidad de agua evapotranspirada está condicionada a la acción conjunta de varios factores:
 Físicos
tmosféricos: Determina el poder evaporante de la atmósfera. Las variables que intervienen para
oder determinar ese poder evaporante son: temperatura, velocidad y turbulencia del viento,
éficit higrométrico y presión atmosférica.
idrológicos: Determinan el estado de la superficie evaporante, dependiendo por lo tanto de los
aracteres físicos de los cuerpos de agua y del suelo: granometría, porosidad, naturaleza
itológica, cobertura vegetal y riqueza en agua.
 Fisiológicos
specie vegetal, edad, desarrollo del follaje, profundidad y densidad de las raíces, carácter
erenne, etc.
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De los factores mencionados, hay dos que son de suma importancia; la temperatura media y la
humedad. Estos permiten, como se verá más adelante, estimar valores de evapotranspiración por
métodos relativamente simples.
Métodos de medición y cálculo
Los métodos existentes se pueden clasificar en cuatro grandes grupos:
 Mediciones directas: Son generalmente engorrosos, pero necesarios desde el punto de
vista de la calibración de las fórmulas utilizadas en los restantes métodos. Los más importantes
son:
a) Medición de la evaporación (tanques, evaporímetros, etc.)
b) Evapotranspirómetros
c) Lisímetros
d) Resoluciones del balance hidrológico (fórmula de balance)
Los métodos a y b son adecuados para medir la evapotranspiración potencial en cambio, c y d se
aproximan a las condiciones naturales (evapotranspiración real).
Foto 1: Tanque de Evaporación
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 Métodos basados en teorías físicas: Para los fines hidrogeológicos son muy complicados y
no se utilizarán, son:
a) Método aerodinámico global (basado en la capacidad del aire para el transporte de
vapor de agua).
b) Método aerodinámico basado en el perfil de humedad y viento.
c) Método basado en la medida del flujo turbulento de humedad.
d) Balance de energía.
 Métodos semiempíricos: A raíz de que los métodos basados en teorías físicas necesitan
de mediciones meteorológicas especiales, Penman (1948) ha combinado los métodos a y d,
mencionados en el punto anterior, de tal forma que los datos que se emplean provienen de
estaciones climatológicas normales. La expresión matemática de la fórmula de Penman es:
E = evaporación diaria en mm.
γ = constante psicométrica, en mm de Hg/ºC = 0,485 mm de Hg/ºC.
∆ = pendiente de la curva de tensión saturante para la temperatura del aire
en mm Hg/ºC.
( )
( )1/
/
+∆
+×∆
=
γ
γ an ERE Rn = Evaporación en mm/día 
1C
RRn N=
RN = radiación neta en cal/cm2 día ( ) Re1 −−= rRR iN
Re = radiación reflejada en onda larga en cal/cm2.día
( ) ( )NnedTa 9,01,0092,056,01440Re 4 +×−= θ
σ = constante de Stefan - Boltzman = 1010826,0 −×=θ cal/cm2 min oK4
Ta = temperatura del aire en oK
C1= calor de vaporización necesario para evaporar 1 mm de agua por cada
cm2 de superficie.
( ) ( )edeaVEa −×+= 254,05,035,0 en mm/día
ea = tensión de vapor saturante a la temperatura del aire en mm de Hg.
 V2= velocidad del viento a 2 metros de altura sobre la superficie
evaporante en m/seg.
ed = tensión de vapor en el aire en mm de Hg. 100Hreaed ×=
Los datos necesarios son:
λ = Latitud en grados sexagesimales
T = Temperatura en grados centígrados
V2= Velocidad del viento a 2 metros de altura sobre la superficie evaporante en m/seg.
Hr = Humedad relativa (adimensional)
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Cuadro 1: Calor de vaporización (C1) necesario para evaporar 1 mm.cm2 de agua según la temperatura del
aire (t). C1 en calorías y t en ºC.
t C1 t C1
0 59.9 16 58.7
1 59.6 17 58.7
2 59.5 18 58.6
3 59.5 19 58.6
4 59.4 20 58.5
5 59.3 21 58.5
6 59.3 22 58.4
7 59.2 23 58.3
8 59.1 24 58.3
9 59.1 25 58.2
10 59.0 26 58.2
11 59.0 27 58.2
12 58.9 28 58.1
13 58.9 29 58.1
14 58.8 30 58.0
15 58.8
Cuadro 2: Relación ∆/γ en función de la temperatura del aire (t). Unidades: t en ºC y ∆/γ adimensional.
T ∆/γ t ∆/γ t ∆/γ t ∆/γ
0.0 0.67 8.0 1.10 16.0 1.73 24.0 2.64
0.5 0.69 8.5 1.13 16.5 1.78 24.5 2.71
1.0 0.72 9.0 1.16 17.0 1.82 25.0 2.78
1.5 0.74 9.5 1.20 17.5 1.88 25.5 2.85
2.0 0.76 10.0 1.23 18.0 1.93 26.0 2.92
2.5 0.79 10.5 1.27 18.5 1.98 26.5 3.0
3.0 0.81 11.0 1.30 19.0 2.03 27.0 3.08
3.5 0.84 11.5 1.34 19.5 2.09 27.5 3.15
4.0 0.86 12.0 1.38 20.0 2.14 28.0 3.23
4.5 0.89 12.5 1.42 20.5 2020 28.5 3.31
5.0 0.92 13.0 1.46 21.0 2.26 29.0 3.40
5.5 0.94 13.5 1.50 21.5 2.32 29.5 3.48
6.0 0.97 14.0 1.55 22.0 2.38 30.0 3.57
6.5 1.00 14.5 1.59 22.5 2.45
7.0 1.03 15.0 1.64 23.0 2.51
7.5 1.06 15.5 1.68 23.5 2.58
Cuadro 3: Tensión de vapor saturante (ea) a la temperatura del aire (t). Unidades ea en mm de Hg y t en ºC.
t ea t ea t ea t ea
0.0 4.6 7.5 7.8 15.0 12.8 22.5 20.4
0.5 4.8 8.0 8.0 15.5 13.2 23.0 21.1
1.0 4.9 8.5 8.3 16.0 13.6 23.5 21.7
1.5 5.1 9.0 8.6 16.5 14.1 24.0 22.4
2.0 5.3 9.5 8.9 17.0 14.5 24.5 23.0
2.5 5.5 10.0 9.2 17.5 15.0 25.0 23.8
3.0 5.7 10.5 9.5 18.0 15.5 25.5 24.5
3.5 5.9 11.0 9.8 18.5 16.0 26.0 25.3
4.0 6.1 11.5 10.2 19.0 16.5 26.5 26.0
4.5 6.3 12.0 10.5 19.5 17.0 27.0 26.7
5.0 6.5 12.5 10.9 20.0 17.5 27.5 27.5
5.5 6.8 13.0 11.2 20.5 18.1 28.0 28.3
6.0 7.0 13.5 11.6 21.0 18.7 28.5 29.2
6.5 7.3 14.0 12.0 21.5 19.2 29.0 30.0
7.0 7.5 14.5 12.4 22.0 19.8 29.5 30.9
30.0 31.8
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Para aplicar la fórmula de Penman, también es necesario conocer la radiación global, radiación
incidente, latitud del lugar, número de horas de insolación y el número máximo de horas de
insolación, según la fecha y el lugar. Para conocer cada uno de estos aspectos se puede aplicar
la siguiente expresión:





×+×=
N
nCosRaRi 52,029,0 λ Ri = radiación global incidente sobre una superficie horizontal a
nivel del suelo, en cal/cm2.día,
Ra = intensidad teórica de radiación incidente, sobre una superficie
horizontal suponiendo que no existe atmósfera, en cal/cm2.día.
λ = latitud del lugar.
n = número de horas de insolación medidas con heliógrafo
N = número máximo de horas de insolación según latitud y fecha.
Por último, si se ha empleado un albedo correspondiente a una superficie de agua libre (r = 0,05),
la evapotranspiración potencial mensual será:
EdfETP ××= f = coeficiente reductor correspondiente al mes
d = número de días del mes
E = evaporación en superficie de agua libre en mm/día determinada
en la expresión original de Penman.
Cuadro 4: valores de albedo (r) para distintas superficies evaporantes. r = radiación incidente de onda
corta/radiación reflejada de onda corta.
Superficie Evaporante Albedo (r)
Agua libre a temperatura < 30ºC 0.02 – 0.06
Agua libre a temperatura > 30ºC 0.06 – 0.40
Arcillas húmedas 0.02 – 0.08
Arcillas secas 0.16
Arenas claras 0.34 – 0.40
Arenas oscuras 0.35
Arenas de ribera 0.43
Bosques de pináceas 0.10 – 0.14
Bosques de frondosas 0.18
Cereales 0.10 – 0.25
Césped verde 0.26
Césped seco 0.19
Hielo 0.36 – 0.50
Lechugas 0.22
Limos 0.16 – 0.23
Nieve 0.40 – 0.90
Papas 0.19
Rocas 0.12 – 0.15
Sabanas 0.05 – 0.22
Zonas urbanizadas 0.15 – 0.25
 Métodos empíricos: Son los más útiles para los fines del balance hidrológico si el detalle
del estudio no exige mayor precisión. Desde el momento que las otras variables que intervienen
en el mismo no se calculan por métodos rigurosamente exactos. Están basados en los elementos
principales que inciden en la evapotranspiración; tal como temperatura (en términos de
temperatura media, radiación incidente, heliofanía, etc.,) y precipitación.
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Fórmula de Thorthwaite (Evapotranspiración Potencial): Este autor utiliza como variable primaria
para el cálculo, la media mensual de las temperaturas medias del aire. Con ello calcula un índice
de calor mensual con la siguiente fórmula:
514,1
5





= ti i = índice de calor mensual
y halla el valor del índice de calor anual I, como igual a la sumatoria de i de tal forma que ∑= iI ,
siendo éste valor la suma de los doce índices mensuales del año considerado. Para meses
teóricos de 30 días, con 12 horas diarias de sol, formula la siguiente expresión.
a
I
tEP 




=
1016
EP = Evapotranspiración potencial en mm/mes
t = temperatura media mensual del mes en ºC.
I = Indice de calor anual = ∑ i
49239,01019721077110675 32739 +××+××−××= −−− IIIa
Finalmente tiene en cuenta la duración real del mes y el número máximo de horas sol, según la
latitud del lugar y llega a la expresión:
EP = K. 16. (10t/I)a EP =Evapotranspiración potencial mm/mes
N =Número máximo de horas sol
12
1230
××= dNK d =Número de días del mes
Fórmula de Blaney – Criddle: Estos autores proponen la siguiente expresión:
100
8137,45 += tKpEP
EP = Evapotranspiración potencial en mm/mes
K = coeficiente empírico según el tipo de vegetación
t = temperatura media diaria del mes en ºC
p = porcentaje de número máximo de horas de insolación en el mes, respecto al total
Fórmula de Turc (Evapotranspiración Potencial): En su versión más moderna, la fórmula de Turc
es:
( )50
15
40,0 +
+
= Ri
t
tEP
EP = Evapotranspiración potencial en mm/mes
t = Temperatura media diaria del mes en ºC
Ri = Radiación solar global incidente media diaria del mes en cal/cm2.día
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Cuando la humedad relativa (Hr) es menor del 50 % introduce un factor de corrección y la
fórmula queda así:
( ) 




 −−×+
+
=
70
50150
15
40,0 HrRi
t
tEP
Nota: Para el mes de febrero, el coeficiente 0,40 se sustituye por 0,37
Fórmula de Turc (Evapotranspiración Real): Turc, experimentando en más de 200 cuencas del
mundo, llega a la expresión:
ER= Evapotranspiración Real en mm/año
P = Precipitación en mm/año
L= Poder evaporante de la atmósfera 205,025300 tt ++
Fórmula de Coutagne (Evapotranspiración Real):
2xPPER −=
Para valores de precipitación comprendidos entre 
x8
1 y
x2
1
siendo: 
t
x
14,08,0
1
+
=
t = temperatura media anual en ºC
ER = Evapotranspiración real en m/año
P = precipitación en m/año
Comentario final a los métodos de cálculo de evapotranspiración
Los métodos teóricos y las medidas directas están ligados al carácter microclimático del proceso,
y, en consecuencia, son los únicos realmente válidos, siempre que se reflejen fielmente las
condiciones naturales. Desgraciadamente son de delicada y costosa aplicación.
Los métodos empíricos tienen la ventaja de su mayor economía, pues, en general, se basan en
datos meteorológicos corrientemente obtenibles en casi todas las estaciones meteorológicas. No
obstante, los valores que con ellos se obtienen tendrán escasa validez si no están constatados
con medidas directas en la zona a la que aplican.
La fórmula de Turc, ha dado en general valores más altos que los obtenidos con mediciones
directas, por el contrario, con la fórmula de Thorthwaite los valores correspondientes a zonas
áridas y semiáridas han resultado algo bajos.






+
=
2
2
9,0
L
P
PER
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Balance Hidrológico Climático
El término balance hidrológico se refiere, para los hidrogeólogos, al balance existente entre la
cantidad de agua recibida por medio de la precipitación y la pérdida de agua debida a la
evapotranspiración. Por medio de la comparación de la marcha estacional de la precipitación con
relación a la evapotranspiración, pueden calcularse la magnitud de otros parámetros de humedad
a que se encuentran relacionados, tales como el exceso de agua, la deficiencia de agua, el
almacenaje de humedad del suelo y el escurrimiento del agua.
Para el cálculo del balance hidrológico son necesarios los milímetros de precipitación que
representan la disponibilidad en agua en una región y los milímetros de evapotranspiración
potencial que representan la necesidad del agua mensual de la mencionada localidad.
Se hace necesario aclarar que para efectuar el balance entre el agua que llega a la superficie y la
pérdida por evapotranspiración, hay que tomar en cuenta que el agua que llega al suelo no se
almacena en un recipiente del cual puede evapotranspirarse libremente sino que al penetrar
entra a formar parte de un sistema disperso que lo retiene de distinta forma según el tipo de suelo
y la estructura del mismo y que a su vez podrá ser elevada a la superficie según la profundidad de
las raíces de la vegetación que cubre ese suelo. Por ejemplo, se puede citar que un suelo
arenoso puede contener solamente de 10 a 20 mm de agua por cada 30 cm de profundidad, en
tanto que una arcilla puede almacenar 100 o más milímetros en esa profundidad. Las raíces de
cultivos hortícolas no penetran más de unos pocos centímetros, en tanto que los árboles pueden
superar el metro; de ahí que el agua contenida en los diferentes suelos estuviere disponible para
evapotranspirar según la profundidad de las raíces de los cultivos o vegetación considerada.
Para el conocimiento de la capacidad de retención de un suelo es necesario conocer la densidad
aparente (D.A) y la humedad equivalente (H.E) de cada horizonte del suelo y aplicar la siguiente
fórmula:
mm = D.A (gr/cm3) x H.E (cm3/gr) x h (cm) x 10 mm/cm )
Sumando los milímetros que corresponden a cada horizonte, se llega al almacenaje total hasta la
profundidad que pueden explorar las raíces o hasta un metro deprofundidad que se considera en
términos generales para cálculos comparativos. Como resultado de estos cálculos, resultan tablas
de retención entre valores reducidos (25 mm), hasta elevados (400 mm), habiéndose calculado
los valores para todas las retenciones intermedias. Se considera para las retenciones, una
capacidad máxima de 300 mm.
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Bibliografía
Custodio, E y M.R Llamas, 1996. Hidrología Subterránea. Tomo I. Segunda Edición. Editorial
Omega. España.
Davis, S y R. De Wiest,1971. Hidrogeología. Ediciones Ariel. Barcelona, España.
Fetter, C.W. 1988. Applied Hydrogeology. Second Edition. MacMillan.
Fuertes, A; 1979. Guías Teóricas de Hidrogeología. Primera Parte. Universidad Nacional de Salta,
Facultad de Ciencias Naturales. Inédito.
García, R.F. 1990. Guías de Trabajos Prácticos de la Cátedra de Hidrogeología. Escuela de
Geología. Facultad de Ciencias Naturales. Inédito.
Heras, R; 1976. Hidrología y Recursos Hidráulicos Tomos I y II. Dirección General de Obras
Hidráulicas, Centro de Estudios Hidrográficos. España.
Maidment, D.R,1993. Handbook of Hydrology. Mc Graw Hill.
	EVAPOTRANSPIRACIÓN
	Evapotranspiración
	Factores que influyen en la Evapotranspiración
	Métodos de medición y cálculo
	Superficie Evaporante
	Comentario final a los métodos de cálculo de eva
	Balance Hidrológico Climático
	Bibliografía