tema muy importante de hidrológia como es evaporación y evapotranspiracion

1. Curso: HIDROLOGIA
Tema: EVAPORACIÓN Y EVAPOTRANSPIRACIÓN

2. la evaporación es un proceso físico por el cual
determinadas moléculas de agua aumentan su nivel de
agitación por incremento de temperatura y si están
próximas a la superficie libre escapan a la atmosfera.
inversamente otras moléculas de agua existentes en la
atmosfera al perder energía y estar próximas a la
superficie libre pueden penetrar en la masa de agua.
EVAPORACION Y EVAPOTRANSPIRACION
La evaporación, como se analiza a lo largo del capítulo,
depende de la insolación, del viento, de la temperatura y
grado de humedad de la atmosfera. Por todo esto la
evaporación contemplada en un periodo 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,
por ello en periodos anuales el valor total de la
evaporación presenta una variación del orden del +- 15% o
incluso menor.
Como magnitud, en zonas templadas
continentales la evaporación diaria en verano, es
del orden 6 a 8 mm/dia y en invierno puede ser
casi despreciable. Estos datos son para puntos
situados a los 400/600 m sobre el nivel del mar.
Alcanzándose entre 1,00y 1,50 metros de
evaporación anual .
LA EVAPORACIÓN Y SU MAGNITUD

3. FACTORES QUE DETERMINAN LA
EVAPORACION
 a) Radiación solar. Es el factor determinante de la evaporación ya que es
la fuente de energía que posibilita esta .
 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 facilitando la
evaporación.
 c) Humedad atmosférica. Es un factor determinante en la evaporación ya
que, para este proceso se produzca, es necesario que el aire próximo a la
superficie de evaporación no éste saturado, situación que es facilitada
con humedad atmosférica baja.
 d) El viento. Este factor es el más importante después de la insolación en
el proceso de evaporación no éste saturado. La combinación de humedad
atmosférica baja y viento resulta ser la que produce mayor evaporación.
 e) Tamaño de la masa de agua. El volumen de la masa de agua y su
profundidad son factores que afectan a la evaporación por el efecto de
calentamiento de la masa.
 Por último, la salinidad disminuye la evaporación, este fenómeno sólo es
apreciable en el mar.

4. la medida de la evaporación de una superficie de agua se
realiza por medio de unos equipos constituidos a base de unos
tanques o bandejas de evaporación, que tratan de reflejar en la
medida de lo posible las características de inercia térmica,
humedad, viento, etc., de la zona que se quiere medir.
la evaporación se mide como volumen de déficit en el tanque
por lo que deben disponer de una medida precisa para el nivel
del agua dentro de éste.
los de superficie tienen el problema de recibir mayor radiación
térmica por las paredes así como de tener menos inercia
térmica y de perturbar el régimen de viento en su entorno.
los enterrados no tienen los problemas anteriores pero por
otra parte, es más fácil que se introduzcan en ellos cuerpos
extraños.
los flotantes se han intentado utilizar en los embalses pero
presentan graves dificultades de medida como problemas con
el oleaje.
MEDIDA DE LA EVAPORACIÓN
Esquema de un tanque de evaporación

5. LA ESTIMACIÓN DE LA EVAPORACIÓN PUEDE REALIZARSE POR MEDIO DE FÓRMULAS SEMIEMPÍRICAS O POR MEDIO
DEL ANÁLISIS DE BALANCE ENERGÉTICO. EN LOS ÚLTIMOS AÑOS SE HAN REALIZADO MODELOS MATEMÁTICOS QUE
ESTUDIAN LA DISTRIBUCIÓN DE LAS TEMPERATURAS Y LA EVAPORACIÓN EN EMBALSES, ESTOS MODELOS HAN
SURGIDO DE LA NECESIDAD DEL ESTUDIO TÉRMICO Y DE EVAPORACIÓN EN MASAS DE AGUA QUE SIRVEN DE
ELEMENTO DE REFRIGERACIÓN EN CENTRALES TÉRMICAS Y NUCLEARES.
CÁLCULO DE LA EVAPORACIÓN
formula de Dalton (1928). 𝐸 = 𝑎 𝑒 𝑎 𝑇 − 𝑒
Donde
E = evaporación
𝑒 𝑎 𝑇 = Tensión de vapor del agua a la temperatura T
e = tensión de vapor en la atmosfera
a = coeficiente que engloba las características del agua,
el viento , etc

6. 𝐸 = 𝑐(𝑒 𝑎− 𝑒)(1 +
𝑣
16
)
Donde:
E = evaporación mm/dia
𝒆 𝒂= presión del vapor de agua en mm de hg
e = presión del vapor del aire (mmhg)
v = velocidad del viento en km/hora a una altura de 25 pies (7.64m)
de la superficie del agua.
c = coeficiente 0.36 para grandes masas.
0.50 para charcos y pantanos.
si se quiere calcular e en mm/mes, la formula es aplicable tomando 𝒆 𝒂, E Y V
medidas mensuales y con los coeficientes.
C = 11 para grandes masas
C = 15 para charcas y pantanos.
Formula de Meyer (1944)

7. LA CANTIDAD DE CALOR QUE UNA MASA RECIBE 𝑄𝑖 PUEDE
ESCRIBIRSE EN SU FORMA MAS GENERAL COMO:
𝑄𝑖 = 𝑄 𝑟 1 − 𝐴 + 𝑄 𝑒 − 𝑄 𝑝
SIENDO:
𝑄 𝑟 = RADIACIÓN TOTAL RECIBIDA
𝐴 = ALBEDO EN TANTO POR UNO
𝑄 𝑝 = RADIACIÓN EMITIDA POR EL AGUA
𝑄 𝑒 = APORTE EXTERNO DE ENERGÍA
BALANCE ENERGETICO, METODO DE PENMAN
El concepto de albedo es el coeficiente de reflectividad
que para el agua es del orden del 10% y en la nieve
puede alcanzar 90%. En zonas de suelo no vegetado el
calor del albedo depende del color, textura, etc . siendo
del orden del 20 al 40%. En zonas vegetadas del orden de
magnitud puede ser del 10 al 40 %, variando con el tipo y
densidad de la vegetación.

8. SI EN LAS ECUACIONES ANTERIORES SE DESPRECIAN LOS
VALORES C , POR SUPONER QUE NO EXISTE VARIACIÓN
EN LA TEMPERATURA DEL AGUA Y TAMBIÉN SE SUPONE
NULO EL APORTE ENERGÉTICO EXTERNO A TRAVÉS DE LA
LLUVIA, RÍOS, ETC. 𝑄𝑡 EL BALANCE QUEDARÍA EN LA
FORMA:
𝑸 𝒓 𝟏 − 𝑨 − 𝑸 𝒑 = 𝑸 𝒄 + 𝑸 𝒗
La energía disipada 𝑄 𝑜 puede expresarse como :
𝑸 𝒐 = 𝑸 𝒄 + 𝑸 𝒑+𝑸 𝒕
Siendo:
 𝑄 𝑐 = calor cedido por convección
 𝑄 𝑝= calor perdido por evaporación
 𝑄𝑡 = perdida de calor por variación de temperatura
Por otra parte: 𝑄 𝑣 = 𝑝𝑙𝐸
Siendo:
𝑝 =densidad del agua
L = calor especifico de vaporización
E = volumende agua evaporada

9. Los valores de 𝑄 𝑣 Y 𝑄𝑐 son difíciles de evaluar pero utilizando la formula de Bowen,
según la cual la relación entre 𝑄𝑐 y 𝑄 𝑣 es :
𝐵 =
𝑄𝑐
𝑄 𝑣
= 𝛾
𝑇𝑠 − 𝑇𝑎
𝑒𝑠 − 𝑒 𝑎
𝑃
1000
Donde :
 𝑇𝑠 = temperatura en °C de la superficie del agua
 𝑇𝑎 = temperatura en °C del aire cerca del agua
 𝑒𝑠 = presión de saturación del vapor de agua a la temperatura 𝑇𝑠
 𝑒 𝑎 = presión de vapor en el aire cerca de la superficie del agua
 𝑝 = presión atmosférica en milibares
 𝛾 = o.66 mb/°C
Si denominamos :
𝑄 𝑛= 𝑄𝑐 + 𝑄 𝑣
Como 𝑄𝑐 = 𝐵𝑄 𝑣
Queda 𝑄 𝑛 = 𝑄 𝑣 (1 + 𝐵)
Pero como :
𝑄 𝑣 = 𝑝𝑙𝐸
𝑄 𝑛 = 𝑝𝑙𝐸 𝑛
Se tiene:
𝐸 𝑛 = 𝐸(1 + 𝐵)

10. Si ´por otra parte, se supone que en la capa de separación aire liquido el aire esta saturado , y que aunque se
desconoce la función 𝑒𝑠 (𝑇) se puede definir su tangente como.
∆=
𝑒𝑠 𝑇𝑆 − 𝑒 𝑎 (𝑇𝑎 )
𝑇𝑠 − 𝑇𝑎
Operando queda:
∆=
𝑒 𝑜𝑎 − 𝑒 𝑎
𝑒𝑠 − 𝑒 𝑎
Operando en las ecuaciones anteriores queda.
𝐸 =
∆𝐸 𝑛 + 𝛾𝐸𝑐
∆ + 𝛾
Donde
𝛾 = 0,66mb/°C
∆ = unción de la temperatura
La ecuación anterior puede expresarse en la forma:
𝐸 =
𝛼𝐸 𝑛 + 𝐸 𝑎
𝛼 + 1
Siendo
𝛼 = ∆/𝛾
E=evaporación neta en cm/dia
𝐸 𝑛= radiación neta equivalente en cm/dia
𝐸 𝑎 = poder evaporante del agua

11. Temperatura del aire 𝑇𝑆 (°C) 𝛼 = ∆/𝛾
0 0,68
5 0,93
10 1,25
15 1,66
20 2,19
25 2,86
30 3,69
35 4,73
40 6,00
Tabla 1 parámetro 𝛼 de Perman

12. El poder evaporante del agua 𝐸 𝑎 es funcion de la humedad, de la velocidad del viento
y de la presión de la saturación del vapor de agua.
Existen varias fórmulas para su cálculo, entre ellas la de Dunne es:
𝐸 𝑎 = (0,013 + 0,00016𝑉2)𝑒 𝑜(1 − 𝑅)
Siendo
R=humedad relativa en tanto pot uno
𝒆 𝒐= presión de saturación a la temperatura del aire en la superficie
del agua
𝑽 𝟐 = velocidad del aire a 2m del nivel del agua en km/dia
Notese que con las dos ecuaciones anteriores es posible calcular la evaporación
diaria conociendo la temperatura del aire, la radiación neta, asi como la velocidad
del viento y la humedad relativa.

13. PROTECCIÓN CONTRA LA EVAPORACIÓN
• La cubrición, este método sólo es posible en
pequeñas superficies.
• Disminuir la evaporación protegiendo el amblase
del viento por medio de pantallas.
• Cubrir la superficie del agua con sólidos o líquidos
flotantes que eviten la evaporación.
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 ser tendentes a una
mejor gestión del agua, almacenándolas en embalses
altos y aumentando el uso de recursos subterráneos
que funcionan como auténticos embalses cubiertos.

14. EVAPOTRANSPIRACIÓN
Se denomina evapotranspiración a la evaporación en superficies cubiertas de vegetales unida a la
transpiración es necesario ya que en suelos con cubierta unitario de la evaporación y transpiración es
necesario ya que en suelos con cubierta vegetal las relaciones entre ambos fenómenos son muy
importantes. Las características de la evaporación dentro de este proceso conjunto son similares a las
producidas en las masas de agua pero el proceso de transpiración es distinto.
La transpiración depende de los
siguientes factores:
• Tipo de planta
• Ciclo de crecimiento de la planta
• Tipo de suelo y humedad del suelo
• Insolación, viento, humedad de la
atmosfera, etc.

15. diferencia entre la cantidad de agua que la planta puede absorber del suelo Qp y la diferencia de agua QI
que la planta transpira. Qp depende del tipo de suelo, de las condiciones de humedad así como del tipo y
situación de la planta, mientras que QI depende de las condiciones de insolación, humedad y viento, así
como de las características de la propia planta.
EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL
evapotranspiración potencia como la cantidad de
agua transpirada por unidad de tiempo, teniendo
el suelo un cultivo herbáceo uniforme de 30-50
cm de altura (alfalfa) y siempre con suficiente
agua, en esas condiciones se produce el máximo
de transpiración y coincide con las óptimas
condiciones de crecimiento de las plantas.

16. CÁLCULO DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL
El método de Thorhthwaite (1948) deducido para zonas húmedas sólo es función de la
temperatura media y de latitud según:
𝐸𝑡𝑝 = 1,6𝐿 𝑑(
10𝑇
𝐼
) 𝑎
𝑬 𝒕𝒑 = evapotranspiración potencial en cm/mes
𝑳 𝒅= duración del día solar, función de la altitud y
para unidad de 12 horas.
T = índice térmico media mensual del aire en
°C
I = índice Térmico calculado como suma de
los valores 𝑙𝑖, índices

17. El valor de los índices mensuales es:
𝑙𝑖 = (
𝑇 𝑖
5
)1.514
Siendo
𝑻𝒊= la media mensual.
El exponente a es :
𝒂 = 0,000000675𝐼3
− 0,0000771𝐼2
+0,01792𝐼1
+ 0,49239
Latitud Ene. Feb. Mar. Abr. May. Jun. Jul. Ago. Sep. Oct. Nov. Dic.
60°N 0.54 0.67 0.97 1.19 1.33 1.56 1.55 1.33 1.07 0.84 0.58 0.48
50°N 0.71 0.84 0.98 1.14 1.28 1.36 1.33 1.21 1.06 0.9 0.76 0.68
40°N 0.8 0.89 0.99 1.1 1.2 1.25 1.23 1.15 1.04 0.93 0.83 0.78
30°N 0.87 0.93 1 1.07 1.14 1.17 1.16 1.11 1.03 0.96 0.89 0.85
20°N 0.92 0.96 1 1.05 1.09 1.11 1.1 1.07 1.02 0.98 0.93 0.91
10°N 0.97 0.98 1 1.03 1.05 1.06 1.05 1.04 1.02 0.99 0.97 0.96
0°N 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
10°N 1.05 1.04 1.02 0.99 0.97 0.96 0.97 0.98 1 1.03 1.05 1.06
20°N 1.1 1.07 1.02 0.98 0.93 0.91 0.92 0.96 1 1.05 1.09 1.11
30°N 1.16 1.11 1.03 0.96 0.89 0.85 0.87 0.93 1 1.07 1.14 1.17
40°N 1.23 1.15 1.04 0.93 0.83 0.78 0.8 0.89 0.99 1.1 1.2 1.25
50°N 1.33 1.19 1.05 0.89 0.75 0.68 0.7 0.82 0.97 1.13 1.27 1.36
60°N 1.55 1.33 1.07 0.84 0.58 0.48 0.54 0.67 0.97 1.19 1.33 1.56
𝐿 𝑑 esta contenido en la siguiente tabla 2
Tabla 2: duración del dia en función de la latitud

18. Método de Blaney-Criddle
Es una formula análoga a la anterior deducida para los datos obtenidos en california y
lógicamente utilizables para zonas áridas según:
F=PT
En unidades europeas:
𝑓 = 𝑝(0,46𝑡 + 8,13)
Siendo:
T = temperatura en °C
𝑝 =
𝑓𝑎𝑐𝑡𝑜𝑟 𝑚𝑒𝑑𝑖𝑎 𝑑𝑒 ℎ𝑜𝑟𝑎𝑠 𝑑𝑒 𝑑𝑖𝑎 𝑐𝑎𝑑𝑎 𝑑𝑖𝑎
𝑡𝑜𝑡𝑎𝑙 𝑑𝑒 ℎ𝑜𝑟𝑎𝑠 𝑑𝑒𝑙 𝑑𝑖𝑎 𝑎𝑙 𝑎ñ𝑜
f = evaporación diaria en mm
Cuando se utilizan en cultivos el valor de f se afecta de un coeficiente de eficacia del
cultivo (k). existen tablas para cuantificar este coeficiente, en la tabla 4 se han
resumido valores medios correspondientes a zonas áridas de USA.

19. latitud norte-
sur ene. - Jul. feb. - ago. mar. - sep. abr. - oct. may. - nov. jun. - dic. jul. - ene. ago. - feb. sep. - mar. oct. - abr. nov. - may. dic. - jun.
60° 0.15 0.2 0.26 0.32 0.38 0.41 0.4 0.34 0.28 0.22 0.17 0.13
50° 0.19 0.23 0.27 0.31 0.34 0.36 0.36 0.32 0.28 0.24 0.2 0.18
40° 0.22 0.24 0.27 0.3 0.32 0.34 0.34 0.31 0.28 0.25 0.22 0.21
30° 0.24 0.25 0.27 0.29 0.31 0.32 0.32 0.3 0.28 0.26 0.24 0.23
20° 0.25 0.26 0.27 0.28 0.29 0.3 0.3 0.29 0.28 0.26 0.25 0.25
10° 0.26 0.27 0.27 0.28 0.28 0.29 0.29 0.28 0.28 0.27 0.26 0.26
Cultivo Mar. Abr. May. Jun. Jul. Ago. Sep. Oct. Nov.
Alfalfa 0.65 0.7 0.8 0.9 1.1 1 0.85 0.8 0.7
Maíz 0.47 0.63 0.78 0.79 0.7
algodón 0.27 0.3 0.49 0.86 1.04 1.03 0.81
Huerta 0.57 0.6 0.6 0.64 0.64 0.68 0.68 0.65 0.62
Cítricos 0.4 0.42 0.52 0.55 0.55 0.55 0.5 0.45
pastizal 0.84 0.84 0.77 0.82 1.09 0.7
Patatas 0.5 0.65 0.85 0.8 0.45
Trigo 0.64 1.16 1.26 0.87
otros cerales 0.19 0.55 1.13 0.77 0.3
Sorgo 0.26 0.73 1.2 0.85 0.5
Soja 0.26 0.58 0.92 0.92 0.55
remolacha 0.39 0.38 0.36 0.37 0.35 0.38
Tabla 3: factor de blaney-criddle
Tabla 4: valores medios del coeficiente k (formula de blaney-criddle)

20. EVAPOTRANSPIRACIÓN REAL
La evapotranspiración real es inferior a la evapotranspiración potencial por los siguientes factores:
• Falta de agua en algunos períodos.
• Variación de la evapotranspiración según el desarrollo de la planta.
• Variaciones de las condiciones atmosféricas, humedad, temperatura, etc.
Por todo ello:
Evapotranspiración real =K Evapotranspiración potencial
La medida real de la
evapotranspiración se puede realizar
a través de tres procedimientos:
 Lisímetros
 Sonda de neutrones
 Balance hídrico
Una estación lisimétrica es una zona de terreno natural, de superficie de 4
m², en la que se realiza un cultivo en condiciones reales, pero con
dispositivos de medida del agua suministrada, percollada y sobrante.
El método de la sonda de neutrones se basa en la absorción de neutrones
por agua que permite evaluar el contenido de humedad.
El balance hídrico consiste en seleccionar una cuenca natural pequeña y
medir en ella la precipitación, escorrentía y percolación, por diferencia se
calcula la evapotranspiración.

21. Ejercicio 1
Calcular la evaporación anual total en el embalse del pantano de Guadalhorce en malaga.
Se dispone de los siguientes datos correspondientes al periodo (1972-92)
a) Temperaturas tomadas de la estación meteorológica 6.120 “pantano de Guadalhorce”:
Mes Ene. Feb. Mar. Abr. May. Jun. Jul. Ago. Sep. Oct. Nov. Dic.
temperaturas
medias 8.9 9.9 11.7 13.4 16.9 2.12 24.7 24.4 22 16.8 12.6 10
b) Viento y humedad relativa correspondiente al observatorio mas cercano “aeropuerto
de Malaga”:
periodo estacional velocidad media (km/h) humedad realtiva media
Primavera 9.9 70%
Verano 9.6 50%
Otoño 9.1 70%
Invierno 11.2 80%

22. C)La radiación solar media en el es de 4,9 Kwh/dia y m2, con la distribución mensual que
se adjunta, obtenida del “atlas de la radiación solar en España” (inocencio Font tullont,
instituto nacional de metereologia, 1984):
Radiacion solar media
Mes Ene. Feb. Mar. Abr. May. Jun. Jul. Ago. Sep. Oct. Nov. Dic.
hora del sol
diarias 5.5 6.1 6.6 7.8 9.6 10.9 11.5 10.5 8.5 7 6.1 5.2
kwh/dia y m2 2.6 3.3 4.9 5.5 6.7 7.3 7.4 6.6 5.4 3.8 2.9 2.2
Valores medios: horas del sol 8,0 horas radiación 4,9 kwh/dia y m2
solución

23. Solución:
Para el mes de enero , se necesita concoer los valores de E, 𝐸 𝑛 , asi como de α.
Calculo de 𝐸 𝑛 :
Se busca en los datos de radiación solar los correspondientes al mes de enero, obteniéndose
un valor de 2,6 kwh/dia y m2, valor que hay que expresar en las unidades cm/dia :
1
𝑘𝑤ℎ
𝑑𝑖𝑎 𝑚2
= 1000
𝑗𝑢𝑙𝑖𝑜𝑠
𝑠
60 ∗ 60[𝑠][
1
𝑑𝑖𝑎 𝑚2
]
= 60 ∗ 60 ∗ 1000 ∗ 0,2389
𝑐𝑎𝑙
𝑑𝑖𝑎 𝑚2
= 60 ∗ 60 ∗ 1000 ∗ 0,2389/10000
𝑐𝑎𝑙
𝑑𝑖𝑎 𝑐𝑚2
= 86,004[
𝑐𝑎𝑙
𝑑𝑖𝑎 𝑐𝑚 2]
Por ultimo hay que pasar de
𝑐𝑎𝑙
𝑑𝑖𝑎 𝑐𝑚 2 a cm/dia, lo cual se hace dividiendo por la densidad del
agua y por el calor de vaporización expresados en unidades homogéneas. Para obtener estos
valores hay que acudir a la tabla de densidad del agua para las diferentes temperaturas.

24. Se ontiene :
𝐸 𝑛 =
223,6
0,999 ∗ 592,0
= 0,378 𝑐𝑚/𝑑𝑖𝑎
Calculo de α: este valor, parámetro de penman, se obtiene de la tabla 1 entrando con el valor
de la temperatura que tomamos de los datos de la estación. El mes de enero tiene una
temperatura media de 8,9 °C que le corresponde a α=1,18 (se ha obtenido mediante una
interpolación lineal entre los valores de la tabla de 5 °C y 10°C).
Calculo de 𝐸𝑎 para conocer este valor se necesita conocer los valores de R, 𝐸0 y de 𝑉2
La humedad relativa del aire en los meses de invierno es del 80%, por lo tanto R = 0,8.
La velocidad del aire en el periodo estacional de invierno es 11,2 km/hora, valor que hay que
expresar en km/dia, quedando 𝑉2 = 11,2 ∗ 24
𝑘𝑚
𝑑𝑖𝑎
= 268,8𝑘𝑚/𝑑𝑖𝑎

25. El valor de 𝑒0 se busca en la tabla en función de la temperatura a la que esta el aire,
expresándose en milibares.
El valor de 𝑒0 obtenido es de 11,49 milibares.
Una ves que tenemos todos los valores se aplican las formulas xcorrespondientes:
𝐸 𝑎 = (0,013 + 0,00016𝑉2)𝑒 𝑜 (1 − 𝑅)
𝐸 𝑎 = (0.013 + 0.00016 ∗ 268,8)11,49(1 − 0,8) = 0,129
Con este valor se calcula E:
𝐸 =
𝛼𝐸 𝑛 + 𝐸 𝑎
𝛼 + 1
𝐸 =
1,18 ∗ 0,378 + 0,129
1,18 + 1
= 0,264𝑐𝑚/𝑑𝑖𝑎

26. MES radiacion temperatura aire velocidad viento temp. densidad agua calor - vapor humedad relativa evaporacion cm/dia
enero 233.7 8.9 269 11.7 0.999 592 80 0.264
febrero 283.9 9.9 269 12.2 0.999 591.7 80 0.237
marzo 421.6 11.7 269 14 0.999 589.5 80 0.481
abril 473.2 13.4 238 16 0.999 589 70 0.582
mayo 576.5 16.9 238 20 0.999 587 70 0.745
junio 628.1 21.2 238 25 0.998 585 70 0.868
julio 636.7 24.7 230 31 0.998 582.8 50 1.01
agosto 567.8 24.4 230 30.5 0.998 583 50 0.918
setiembre 464.6 22 230 28 0.998 584.5 50 0.768
octubre 326.9 16.8 218 20 0.999 587.2 70 0.462
noviembre 249.5 12.6 218 15.8 0.999 589.5 70 0.343
diciembre 189.3 10 218 12.27 0.999 591.7 70 0.256
Los resultados pueden verse en la tabla que se adjunta

27. Ejercicio 2
Con los datos del ejemplo 1 calcular por el método de MEYER, la evaporación en el mes de
julio.
Solución
Calculo de 𝐸 𝑎 :
presión del vapor de agua en mm de hg, para la temperatura del aire media en ese mes , t=
24,7° C obtenida de los datos de la estación meteorológica. Se obtiene de las tablas del aire
considerado como gas ideal el valor de 23,76mm de Hg.
t= 24,7 |C y humedad del 50% equivale a 11,85 mm de Hg.
Calculo de v:
Velocidad del viento en km/hora, este dato se obtiene del observatorio mas cercano que en
este caso particular es el “aeropuerto de malaga” y tiene un valor de 9,6 km/hora.

28. Calculo de c:
Se va a hallar el valor de la evaporación para el caso de c= 0,36y c=0,5 definiendo de essta
manera el intervalo posible en el que esta la evaporación, ya que este coeficiente introduce un
concepto muy subjetivo de grandes o pequeñas extenciones.
Aplicando la formula
𝐸 = 𝑐(𝑒 𝑎− 𝑒)(1 +
𝑣
16
)
𝐸 = 𝑐(23,76 − 11,85) 1 +
9,6
16
= 𝑐 ∗ 19,06
Para c= 0,36 se obtiene E = 6,9mm/dia = 0,69cm/dia
Para c= 0,50 se obtiene E = 9,6mm/dia = 0,96cm/dia

29. Ejercicio 3
Calculese por la formula de thorhtwaite la evapotranspiración potencial para las condiciones:
a-situacion: 50°laitud norte
b-Mes: mayo
c-temperaturas medias mensuales en ° C
Mes Ene. Feb. Mar. Abr. May. Jun. Jul. Ago. Sep. Oct. Nov. Dic.
temperatura 6 8 9 12 15 17 20 19 18 15 11 5

30. Solución:
𝐸 𝑡𝑝 = 1,6𝐿 𝑑 (
10𝑇
𝐼
) 𝑎
Según la tabla 2, con 50° N se tiene 𝐿 𝑑 =1,28, de acuerdo con los datos del problema para
mayo la temperatura media es 15 °C , por lo que el índice de calor “I” es :
𝐼 = ∑ 𝑙 𝑖 = ∑(
𝑇𝑖
5
)1.514
= (
6
5
)1.514
+ (
8
5
)1.514
+ (
9
5
)1.514
+ ⋯ + (
11
5
)1.514
+ (
5
5
)1.514
= 53,4
El exponente a es :
𝑎 = 0,000000675𝐼3
− 0,0000771𝐼2
+0,01792𝐼1
+ 0,49239
𝑎 = 0,000000675(53,4)3
− 0,0000771(53,4)2
+0,01792(53,4)1
+ 0,49239
α = 1,33
𝐸 𝑡𝑝 = 1,6𝐿 𝑑 (
10𝑇
𝐼
) 𝑎
𝐸 𝑡𝑝 = 1,6 ∗ 1,28
10 ∗ 15
53,4
1,33
= 8,1𝑐𝑚 𝑒𝑛 𝑚𝑎𝑦𝑜