Los principales factores que inciden en la evaporación desde una superficie libre son la radiación solar

1. CURSO DE:
CLIMATOLOGIA Y METEREOLOGIA

2. Evaporación
Los principales factores que inciden en la
evaporación desde una superficie libre son la
radiación solar, como fuente de energía para
suministrar el calor latente de vaporización,
la velocidad del viento requerida para
transportar el vapor lejos de la superficie
evaporante y el gradiente de humedad
específica del aire sobre la superficie.

3. Evapotranspiración
Evaporación desde el suelo y la vegetación
sumada a la transpiración de las plantas a
través de los estomas de sus hojas, del agua
que éstas captan a través de sus raíces
Restricción
Disponibilidad de humedad en
la superficie evaporante

4. evapotranspiración potencial
Aquella que ocurriría desde una cubierta
vegetal, para un area dado, cuando la
disponibilidad
de
humedad
no
es
limitante.
La evapotranspiración real disminuye por
bajo el nivel potencial a medida que el
suelo se seca.

5. Condensación
Vaporización

6. Método del Balance de Energía
Tasa de masa evaporada=-dmv/dt
Flujo de calor sensible
Hs
.
Rn
mv
Fase líquida
∂
- mv = ∫ ∫ ∫ ρ w d∀ + ∫ ∫ ρ w V ⋅ dA

∂t c.v.
c.s.
ρ
a
Hs
nulo
ρ
w
ρ wA(dh/dt)

mv = ρ w AE
E=-dh/dt : tasa de evaporación
h
Area A
G: flujo de calor hacia suelo

7. Humedad específica de la masa de
vapor de agua
fase de vapor
∂
- mv =

∂t
∫∫∫ q
v
V .C .
Flujo permanente
ρ a d∀ + ∫∫ q v ρ a V.dA
S .C .
nulo
ρ w AE =
∫∫ q ρ V ⋅ dA
v
a
S .C .
E =(
1
ρw A
) ∫∫ q v ρ a V ⋅ dA
S .C .

8. 1a Ley de la Termodinámica
dH dW
∂
1 2
= ∫∫∫ ( u + V + gz)ρd∀
dt
dt
∂t V .C .
2
1 2
+ ∫∫ (u + V + gz) ρV.dA
2
S .C .
No hay trabajo, velocidad nula en
interior V.C., variación z pequeña
dH/dt=Rn-Hs-G
dH
∂
= ∫∫∫ u ρ w d∀
dt
∂t V .C .

9. Si no se consideran variaciones temporales de
la temperatura en el interior del fluido, la única
variación de calor almacenado en el volumen de
control corresponde a la variación de energía
interna del agua evaporada= lv dmv/dt
calor latente de vaporización
lv = 2,501*106 - 2370*T
(Joule/Kg)
temperatura en ºC

R n - H s - G = l v mv

10. 1
E=
( R n - H s - G)
lv ρω
Si =0
=G
s
H
Rn
Er =
lv ρω

11. Método Aerodinámico
Rn
z
z
z
Flujo de Aire
Evaporación E
v
T
qv
Coef. difusión turbulenta de masa
flujo de vapor dmv/dt que asciende
por convección y que pasa a través
de plano a cota z
dqv

mv = - ρ a K w
dz

12. flujo de momentum o esfuerzo de corte a la
altura z:
dv
τ = ρa Km
dz
coeficiente de difusión turbulenta de momentum
Escogiendo z1 y z2lo suficientemente cerca como
para considerar que no existen variaciones en
mv y τ
K w ( q v1 - q v 2 )

mv = τ
K m ( v 2 - v1 )
k( v 2 - v1 ) 2
τ = ρa [
]
ln( z 2 / z1 )

13. 0.622 k 2 ρ a (eas - ea ) v 2

mv =
p[ ln( z 2 / z0 ) ] 2
E a = B( eas - ea )
Dalton (1802)
0.622 k 2 ρ a u 2
B=
p ρ w [ ln( z 2 / z0 ) ] 2

14. Método Balance de Energía
Rn
Er =
lv ρω
Método Aerodinámico
E a = B( eas - ea )

15. Método Aerodinámico y de Balance de Energía
Combinados.
cociente de Bowen
Si G=0
Hs
β=
l v mv


R n = l v mv (1+ β )
dT
H s = - ρaC p Kh
dz
dqv
mv = - ρ a K w

dz
Coef. de difusión
turbulento de calor
Coef. de difusión
turbulenta de masa

16. Suponiendo que la tasa de transporte es
constante entre 2 niveles z1 y z2
H s = C p K h (T 2 -T1 )
mv K w ( qv2 - qv1 )

C p Kh p (T 2 -T1 )
β=
0.622 lν K w ( e2 - e1 )
T 2 -T1 )
β =γ(
e2 - e1
constante psicrométrica

17. Si los niveles 1 y 2 donde se efectúan las
mediciones se toman en la superficie evaporante
y en el aire
∆
γ
E=
Er +
Ea
∆ +γ
∆ +γ
17.27T
= 611 exp (
)
eas
237.3 + T
(Pa)
∆=
4098 eas
2
(237.3 + T )
(Pa/ °C)

18. Hay que tener en cuenta que en el método
del balance de energía se supone que existe
un flujo permanente de energía y que los
cambios de calor en el interior del sistema
son despreciables, lo que limita la aplicación
del método a períodos de tiempo diarios o
mayores, y a situaciones que no posean
grandes almacenamientos de calor, como son
los grandes lagos.
El método combinado es apropiado para
aplicarlo en áreas pequeñas donde se
dispone de medidas de radiación neta,
temperatura del aire, humedad, velocidad
de viento y presión del aire

19. Al estimar la evaporación en grandes
áreas, donde se reconoce que la tasa de
evaporación
es
dominada
por
los
componentes radiativos
∆
E =α
Er
∆ +γ
ecuación de Priestley-Taylor
α=1,3.

20. BALANCE HIDROLOGICO
Conocidos todos los demás términos se
despeja la evaporación

21. Ley de Dalton
E=C (ew-ea)
ew=ea
E=0
ea>ew
condensación
Si tagua≡taire
E=C es(1 -HR)
En espejos de agua poco profundos

22. Sólidos solubles en el agua
>SS
<ew
E=C (ew-ea)
Menor E
Presión Atmosférica: a menor presión se tiene
menor interferencia para proceso de evaporación
A mayor altitud se tendría mayor evaporación

23. Factores que condicionan la evaporación
• gradiente de presión de vapor o déficit higrométrico ew-ea
• temperatura del aire
•radiación solar
•viento
•presión atmosférica
PODER EVAPORANTE DE LA ATMOSFERA

24. INSTRUMENTOS
IM
OR
AP
EV
OS
TR
E

25. EVAPORACION MEDIDA QUE REPRESENTA
EL PODER EVAPORANTE DE LA ATMOSFERA
Coeficiente de Embalse =
Tasa Ereal en Superficie Agua Libre
Tasa Emedida en Evaporímetro en = cond. meteorológica
Puede variar según el tipo de instalación y época del año