El documento describe los procesos de evaporación y evapotranspiración. La evaporación es cuando el agua pasa del estado líquido al gaseoso y retorna a la atmósfera. La evapotranspiración ocurre cuando el agua pasa del estado líquido al gaseoso dentro de las plantas y retorna a la atmósfera a través de los estomas. También describe los factores que afectan estos procesos, como la radiación solar, y métodos para medir la evaporación y evapotranspiración potencial y real como el balance hídrico.

1. EVAPORACIÓN
Es un proceso físico mediante el cual el agua pasa del estado liquido al estado gaseoso y retorna
directamente en forma de vapor a la ATMOSFERA
Se expresa como
CONDICIONES BASICAS PARA LA OCURENCIA DE LA EVAPORACIÓN
A) Existencia de una fuente de energía ,que en condiciones naturales es la Radiación Solar
transformada en calor sensible de la atmósfera o de la superficie evaporante .Para
Evaporar un gramo de agua se requiere 540 calorías a 100° C o 600 calorías a 0°C .
B) Existencia de un gradiente de concentración de vapor es decir una diferencia entre la
presión de saturación de vapor existente en la capa que limita el agua y el aire y la presión
actual a la temperatura del aire.
C) METODOS PARA MEDIR LA EVAPORACIÓN
LECTURA DIRECTA:
Evaporímetros
Instrumentos de lectura directa. (Se realizan las lecturas a las horas sinópticas 07,10,13
,19 horas).Se obtiene los datos por diferencia.
Evaporigrafos: Son Instrumentos graficadores , tienen los datos en forma continua
TRANSPIRACION
Es el resultado de un proceso fisiológico mediante el cual el agua pasa del estado liquido a
gaseo en el interior de las plantas y retorna a la ATMOSFERA a través de las estomas de las
plantas.
EVAPO TRANSPIRACIÓN
Es un nuevo concepto dado por Thorthwaite como integrador de las dos anteriores. Lo definió
como la cantidad de agua necesaria para la transpiración de una cubierta vegetal en una zona con
agua suficiente.
El termino debería ser aplicado únicamente a suelos cubiertos de vegetación , sin embargo es muy
difícil que en la naturaleza se produzcan la transpiración sin evaporación , por ello se ha
generalizado el concepto de evapotranspiración para indicar la evaporación en zonas
continentales.
El suelo no siempre dispone de agua es por consiguiente Thorthwaite y Pennman, introdujeron en
1948 una distinción entre evapotranspiración potencial ( ETP) dependen de los factores climáticos
y de las características del suelo y de la vegetación y evapotranspiración real ( ETR) depende de
todos los anteriores mas la humedad del suelo.
A ) La ETP, se puede definir como la máxima evaporación que se produciría en una superficie
completamente cubierta de vegetación y sin límites en el suministro hídrico .

2. B ) La ETR, por el contrario, esta condicionada por las disponibilidades de agua : cuando estas son
suficientes , su valor es de la potencial ; cuando hay déficit hídrico la ETR es inferior a la ETP.
MECANISMOS Y FACTORES DE LA EVAPOTRANSPIRACION
Consumo de energía. : 59 cal/cm2 para evaporar 1 m. m de agua. Que procede de la RS.
1. Las características de la atmósfera como ámbito receptor: Poder evaporante de la
atmósfera , depende de la tensión del vapor existente a una temperatura dada y la tensión
del vapor saturante a esa misma temperatura.
2. Las características del suelo como superficie evaporante. En un suelo sin vegetación la
evaporación afecta en una primera fase a la capa superficial y a continuación al agua
infiltrada que asciende por capilaridad.
3. MEDIDAS DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN Y METODOS DE ESTIMACION
Las unidades mas usuales para medir la ETP son el c m ,m. m de altura de agua cantidad
equivalente a 10 cm3/Ha, siempre se refieren a un intervalo de tiempo que puede ser un día, un
mes o un año.
Los principales métodos empleados en el calculo de la evapotranspiración podemos agruparlos en
:
A ) Métodos directos. Permiten determinar la ETP o ETR mediante en control de entrada y salida
de agua en el suelo.
B) Métodos teóricos: Son de dos tipos:
1. Los que evalúan la evapotranspiración como un componente del balance de ene rgía.
Utilizan como punto de partida la Ley de Dalton , que depende del viento (u) y el déficit de
saturación del vapor entre la superficie (es) y la del aire ( e d ) se expresa como
2. Los métodos basados en la transferencia de masa de vapor de agua entre la superficie y la
atmósfera o también flujo turbulento utiliza el componente vertical del viento y la humedad para
estimar la difusión vertical del vapor de agua..La componente vertical se evalúa a través de la
densidad del aire ρa y la velocidad vertical del viento ( w) y a ello se une la humedad especifica del
aire (q).
La relación es :
Las principales limitaciones a su uso proceden de la gran cantidad de medidas necesarias y la
complejidad de los instrumentos requeridos.
B) Métodos semi empíricos. Nos limitaremos solamente a los utilizados a partir de un reducido
numero de elementos climáticos.
1. La etp según Thornthwaite ( 1948, 1951 ,1957)
El calculo se realiza en dos etapas:

3. 1.1 Calculo de la etp no corregida es decir la correspondiente a 12 horas de luz. Es función
de la temperatura media del mes ( t ) y del índice de calor anual I.
2. La evapotranspiración potencial ( ETP ) según el método de Blaney y Criddle (1950).Estos
autores equiparan el concepto de ETP a la necesidad del riego por la que introducen un factor de
corrección o coeficiente de consumo , que es especifico para cada cultivo y varía en relación a la
fase de desarrollo del mismo, se calcula según la siguiente ecuación
CONCEPTO DE BALANCE HIDRICO
El balance hídrico se fundamenta en el principio físico de conservación de masa. Su ecuación es
simplemente una formulación matemática, aplicada a una columna de suelo que se extiende
desde la superficie hasta una profundidad donde el cambio de humedad con la profundidad se
hace cero. Por medio de la contabilización de entrada y salida de agua del suelo podemos
conocer la ganancia, pérdida y almacenamiento de agua por este sistema (suelo).
Debe tenerse presente, además, que el balance hídrico es parte del ciclo hidrológico del agua.
También puede entenderse como el principio físico de conservación de masa a través del cual se
evalúa la entrada y salida de agua a un sistema con la finalidad de poder conocer la
disponibilidad de agua (g). El sistema puede estar constituido por un lago, un reservorio o
represa, una columna de suelo, campo de bosque, una pradera, un campo de cultivo, etc. el
aporte de agua al sistema puede estar constituido por escorrentía de ingreso, rocío,
precipitación y aplicación de riego; mientras que la salida de agua del sistema puede ocurrir por
escorrentía de salida, infiltración y evapotranspiración.
Es complejo definir un Balance Hídrico, pero lo podemos definir como la cantidad de vapor de
agua que queda después que hay una precipitación, una ETP y ETR.
Para comprender mejor esta definición:
Si la ETP es inferior a las precipitaciones se produce un excedente. Una parte es retenido en el
suelo por infiltración y otra que discurre libremente formando el agua de drenaje o escorrentía.
Si la ETP es igual a la precipitación no hay ni infiltración ni escorrentía .
Si la precipitación es inferior a la ETP existe un déficit hídrico, que puede ser compensado por el
agua almacenado en el suelo.
El método mas adecuado para determinar las disponibilidades de agua de una zona en un
periodo concreto es el BALANCE HIDRICO , en cuya elaboración existen varias variables.
DEDUCCION DE LA ECUACION DEL BALANCE HIDRICO
El cambio neto (Δg) del contenido de agua en la columna está dado por la suma de la cantidad de
agua que está ganando por precipitación (P), por condensación o rocío (C) y por el flujo horizontal
o escorrentía (fi) hacia la columna menos la cantidad de agua que está perdiendo por evaporación
(E) y por escorrentía hacia fuera de la columna (f0).
Por lo general el agua proveniente por rocío es despreciable dado que su valor máximo es
aproximadamente de 1mm / noche. La diferencia f0 – fi es la escorrentía neta de la columna y en

4. ella se incluye la escorrentía superficial y subsuperficial. Además el término E, para casos de
superficies con vegetación, se considera la transpiración desde las plantas, por lo que se llama
también como evapotranspiración. Teniendo en cuenta estas consideraciones tenemos que:
g = P + C + fi – E – f0 = P + C –E – (f0 - fi) = P + C - E – Δf
Y como C es aproximadamente cero (0)
g = P - E – Δf ó p = g + E + Δf
Ecuación que indica la forma de distribución de la precipitación caída en cualquier
superficie. Vemos que parte es evaporada, otra parte almacenada en la columna de suelo y/o
discurrida. La ecuación también es aplicable a océanos, lagos y reservorios, con la única diferencia
que en estos casos:
Δf : Representa la distribución horizontal de ganancia de agua por cualquier escorrentía
desde corrientes del medio que le rodea.
g : Representa el cambio en el nivel del agua. Para período de 1 año, la cantidad neta de
agua almacenada (g) es generalmente muy pequeña por lo que hacemos g = 0 con lo que la
ecuación se reduce a: P = E + Δf
Y para la escala global la distribución horizontal de agua es igual a cero, o sea, áreas de escorrentía
son exactamente equilibradas por áreas de influjo, con ello el término de escorrentía neta ( Δf)
puede despreciarse, con lo que tenemos:
P = E
ANALISIS DE LOS TERMINOS EN EL BALANCE HIDRICO
1. Precipitación ( P ). La precipitación es toda forma de agua que originándose en las nubes
llega hasta la superficie del suelo, en forma de lluvia, granizo, garúa o nieve.
2. Evapotranspiración Potencial ( E0). Es la pérdida de agua observada en una superficie
líquida o sólida saturada, por evaporación y por transpiración de las plantas, que ocurriría
en el caso que hubiera un adecuado abastecimiento de humedad de agua al suelo en todo
momento. También se puede definir como el máximo valor que pueda ocurrir en un clima
dado con un cultivo de baja altura y una superficie a nivel con adecuado abastecimiento y
de humedad disponible y que cubre completamente el suelo en una gran extensión.
3. Evapotranspiracion Real ( E ) .Pérdida de agua observada en una superficie líquida o sólida
saturada, en las condiciones atmosféricas y de humedad del suelo, por fenómenos de
evaporación y de transpiración de las plantas.
2. Déficit o deficiencia de agua ( D ) . Constituye la cantidad de agua que falta para satisfacer los
requerimientos hídricos ( E0 ) del ambiente atmosférico.
D = E0 – E

5. . Excedente de agua ( S) .Es la cantidad de agua remanente de la precipitación después de haber
suministrado agua para la evapo transpiración ( E0 ) y saturación del suelo ( g c c = Capacidad de
campo).
4. Almacenamiento o Reserva de agua ( g ) en el suelo: Constituye la cantidad de agua presente
en el suelo. Dentro de esto lo más importante y necesario es conocer la máxima capacidad de
almacenamiento del suelo; ésta variará según su estructura, porosidad, profundidad, pendiente y
tipo de vegetación existente en el suelo.
Con fines didácticos asumiremos que el suelo tiene su máxima capacidad cuando está en
capacidad de campo cuyo valor será el de g cc = 100 mm. Para un suelo desnudo con bastante
inclinación y precipitación intensa, la duración de lluvia no es un factor importante para la
cantidad de almacenamiento; mas sí lo es para un suelo con buena cobertura de vegetación. Para
un suelo con cobertura de vegetación y con inclinación suave, la cantidad de agua que penetra y
se almacena en el suelo va a depender de la duración de la lluvia, tipo de suelo, tipo de
vegetación, etc.
5. Variación de almacenamiento o variación de reserva (Δg).Representa el aumento o d isminución
de la reserva de agua (g0). El aumento, también llamado como recarga de humedad, puede ser
desde cero hasta su capacidad de campo (g cc) y la disminución, también conocida como
utilización de reserva, puede ocurrir desde su capacidad de campo hasta el agotamiento total;
todo ello condicionado por el balance entre la precipitación y la evapo transpiración:
Δg = c (P – E0)
6. Escorrentía Neta (Δf). Es la cantidad de agua que discurre superficial y subsuperficialmente
después que se haya suministrado agua para la evapotranspiración y la saturación del suelo.
Δf = a Δf0 + bs
ANALISIS DE LOS TERMINOS
PRIMER CASO
Cuando la precipitación es menor que la cantidad de agua ( E0 ) que requiere el ambiente
atmosférico , por otro lado el contenido de agua del suelo ( g ) es aproximadamente cero. En este
caso los términos son los siguientes :
SEGUNDO CASO
La precipitación es mayor que la evapotranspiración potencial ( E0 ) pero menor a la suma
que ésta con el contenido de agua en su capacidad de campo y además la reserva inicial es
diferente de cero. En este caso el agua que llega al suelo por la precipitación se emplea en
suministrar agua para la evapotranspiración potencial, la cantidad restante es empleada para
aumentar la humedad del suelo , el cual lo denominaremos como recarga de humedad del suelo
(Dg) y los términos del balance es como sigue.

6. No existe deficiencia de agua (D = 0) puesto que E = E0 tampoco existe excedente (S)
,puesto que todavía no adquiere se capacidad de campo (S = 0). Obviamente al no existir
excedente tampoco existe escorrentía neta (D f = 0). Esta condiciones se dan en nuestra sierra .
Al principio de la temporada de lluvia.
TERCER CASO
La precipitación es mayor a la cantidad requerida para evapotranspirar y saturar el suelo.
En este caso el agua suministrado por la precipitación es utilizado en satisfacer el requerimiento
del ambiente atmosférico (E0), y en la recarga de la reserva de agua del suelo (Δg) hasta saturarlo.
Cuando se consigue esto aparece el excedente de agua (S) y con ello la escorrentía neta Δf. Los
términos del balance tienen los siguientes valores:
E = E0
En este caso la recarga está dada por:
Δg = P – E0, lo cual ocurre solo hasta que la reserva adquiera un valor igual a la capacidad
de campo del suelo, es decir:
Δg = g c c - g0
g = g0 + Δg = gcc
S = P - E0 - Δg
S = P – E0 – gcc + g0
D = E0 - E = 0
La escorrentía está dada por una expresión de la forma:
Δf = a. Δf + bS
Donde a y b son constantes que dependen de la cobertura de vegetación, tipo de suelo, pendiente
de la superficie, etc.
Generalmente a = 0.8 y b = 0.2. Estas situaciones de dan en nuestra Sierra y Selva durante la
temporada lluviosa.
CUARTO CASO
La precipitación es menor a la evapotranspiración potencial, pero el suelo posee buena cantidad
de reserva de agua. Los términos de balance hídrico será los siguientes:
E = P + Δg (-),

7. debido a que la precipitación no satisface el requerimiento hídrico del ambiente, éste obtiene
parte de lo que falta, de la reserva del suelo. Donde la utilización de la humedad del suelo y su
magnitud está dada por una expresión de la forma:
Δg = C ( P – E0 ).
En la que C es una constante que depende del tipo de suelo, tipo de vegetación, etc, por ello
existen diversas expresiones para su cuantificación dependiendo del método que se utiliza, la
expresión:
Δg = 0.94 ( P- E0 )
Es utilizada en el método de Thornthwaite; mientras que en los métodos de Palmer y Pennman
son utilizados la expresión:
Δgi = ( P - Eo ) (g ( i-1 ) /g cc)
g = go -Δg (-)
En otros casos la reserva g se estima directamente con una expresión de la forma:
g i = g (i-1) .e (P - Eo)i / gcc
Este método es muy utilizado en Brasil y en éste caso la variación de reserva se cuantifica
directamente con:
g = g (i-1) - gi
D = E o - E
S = 0
Δf = a . Δf (i-1)
Esta situación se da en regiones con precipitación (Sierra del Perú) al final de la temporada de
lluvia.
Balance Hídrico Global
Generalmente se cuantifican valores anuales en la cual g = 0
0 = P - E - Δf
La escorrentía está dada por la expresión del tipo: Δf = O.8 Δf (i-1) +0.2Si