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FACULTAD DE INGENIERIA CARRERA DE INGENIERIA AMBIENTAL

Curso: Meteorología y Climatología. Tema: Resúmenes Temas 5-8 Ciclo: V Ciclo Alumnos(as): Cruz Calderón, Diego. Ramirez Silva, Kevin Yarleque Villacrez, Valeria. Olórtiga Castro, Juan. Silvia Caballer, Escalante. Docente: Mg. Sc. Ing. Rabanal Rubio, Augusto. CLASE: 10180 Trujillo – Perú 2018 - 1

METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA

LA RADIACIÓN TERRESTRE Es la radiación térmica emitida por la Tierra como consecuencia de su temperatura, se conoce también con el nombre de radiación de onda corta, por los valores de longitud de onda en los que se concentra el máximo de emisión de energía solar. ¿Cuál es el tipo de radicación que emite la Tierra? Radiación solar en el planeta Tierra. La mayor parte de la energía que llega a nuestro planeta procede del Sol. El Sol emite energía en forma de radiación electromagnética. Estas radiaciones se distinguen por sus diferentes longitudes de onda. ¿Cómo es que la Tierra mantiene su equilibrio térmico? Esto significa un equilibrio térmico entre la radiación que entra por la parte superior de la atmósfera y la que sale, la energía que absorbe la atmósfera y la que irradia, la energía que absorbe la superficie terrestre y la irradia, pues ninguna de las partes aumenta de temperatura. ¿Qué es la radiación de la Tierra? La radiación terrestre es la radiación térmica emitida por la Tierra como consecuencia de su temperatura. Todos los cuerpos negros a una temperatura determinada emiten radiación hacia su entorno y absorbe radiación de éste. ¿Cuáles son las radiaciones de la Tierra? La atmósfera de la Tierra constituye en importante filtro pues la hace opaca a toda radiación infrarroja de longitud de onda superior a los 24 µm, ello no afecta a la radiación solar pero sí a la energía térmica emitida por la tierra que llega hasta las 40 µm, y que es absorbida.

LA RADIACIÓN EN LA SUPERFICIE TERRESTRE Dentro del espectro ola cabe distinguir tres tipos de radiaciones fundamentales: a) Rayos Ultravioletas, con longitudes de onda comprendidas entre 0.1 y 0.4 micrómetros, y que transportan junto con los rayos X y los rayos gamma. b) Rayos infrarrojos, con longitudes de onda comprendidas predominantemente entre 0.78 y 3 micrómetros, y que transportan el 50 % restante de la energía solar. c) Rayos visibles o luminosos, con longitudes de ondas superiores entre 0.4 y 0.78 micrómetros y que transportan aproximadamente el 41 % de la energía solar total ¿Cuáles son las radiaciones que emite el sol? El sol emite radiaciones a lo largo de todo el espectro electromagnético, desde el infrarrojo hasta el ultravioleta. ¿Cómo se transmite la radiación Solar? La energía solar es la emitida por el sol como consecuencia de reacciones nucleares de fusión. Se transmite a la Tierra del espacio en forma de partículas de energía (fotones), y de radiación. ¿Qué efectos produce la radiación solar? Los verdaderos efectos en la salud de la exposición a la radiación solar Pero no toda acerca de los rayos del sol es placentero. La luz ultravioleta, los invisibles pero intensos rayos del sol, dañan tu piel y pueden provocar cáncer.

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¿Cuáles son las radiaciones que emite el Sol? La luz ultravioleta (UV), los invisibles pero intensos rayos del sol, dañan tu piel y pueden provocar cáncer, sobre todo durante periodos de intensa radiación. ¿Cuáles son las radiaciones que emite el Sol? El Sol emite radiaciones a lo largo de todo el espectro electromagnético, desde el infrarrojo hasta el ultravioleta. No toda la radiación solar alcanza la superficie de la Tierra, porque las ondas ultravioletas más cortas son absorbidas por los gases de la atmósfera, fundamentalmente por el ozono. Infrarroja Radiación Solar entrante  Radiación terrestre: Es la radiación térmica emitida por la Tierra como consecuencia de su temperatura, se conoce también con el nombre de radiación de onda corta, por los valores de longitud de onda en los que se concentra el máximo de emisión de energía solar.  La atmósfera es mayormente transparente de la radiación sola entrante. Considerando que al tope de la atmósfera llega a un 100% de radiación solar, sólo un 25% llega directamente a la superficie de la Tierra y un 26% es dispersado por la atmósfera como radiación difusa hacia la superficie. Un 19 % es absorbido por las nubes y gases atmosféricos. El otro 30% se pierde hacia el espacio, de esto la atmosfera dispersa un 6% las nubes reflejan un 20% y el suelo refleja el otro 4%. Entonces la radiación solar que llega a la atmósfera puede ser dispersada, reflejada o absorbida por sus componentes. Dispersión: La radiación solar viaja en línea recta, pero los gases y partículas en la atmósfera pueden desviar esta energía, lo que se llama dispersión. Esto explica como un área con sombra o pieza sin luz solar este iluminada, le llega luz difusa o radiación difusa. Reflexión: Aproximadamente el 30% de la energía solar que llega al tope de la atmósfera es reflejada al espacio, con un 20% reflejado por las nubes, 6% desde la atmósfera y un 4% desde la superficie de la tierra. Absorción: Los gases de la atmósfera son absorbedores selectivos de radiación solar, es decir que absorben gran cantidad para algunas longitudes de onda, moderados en otras y muy poca en otras.

RADIACIÓN TERRESTRE SALIENTE El 51% de la energía solar que alcanza el tope de la atmósfera, llega a als superficie de la Tierra directa o indirectamente y es absorbida en el suelo. La mayor parte de esta energía es reirradiada hacia el cielo. La radiación terrestre se emite en longitudes de onda comprendida entre 1 y 30 µm, dentro del rango infrarrojo del espectro, con un máximo en 10µm por lo que se llama también radiación de onda larga o radiación infrarroja. BALANCE DE LA RADIACIÓN SOLAR: METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA

Balance de radiación neta. - La cantidad de radiación solar que incide sobre la superficie de la Tierra es igual a la suma de la radiación solar que es reflejada y la radiación de onda larga emitida por la tierra al espacio exterior ¿Cómo es que la Tierra mantiene su Equilibrio Térmico? Esto significa un equilibrio térmico entre la radiación que entra por la parte superior de la atmósfera y la que sale, la energía que absorbe la atmósfera y la que irradia, la energía que absorbe la superficie terrestre y la que irradia, pues ninguna de las partes aumenta de temperatura. ¿Qué características de la Tierra afecta la temperatura de la superficie? Esta absorción de la radiación solar calienta la atmósfera y sobre todo la superficie terrestre. Es este intercambio constante entre la superficie terrestre y los gases de efecto invernadero el que permite a la tierra mantener una temperatura media de 15 °C. Radiación de onda corta y larga: a) RADIACIÓN DE ONDA CORTA: La radiación solar es la radiación electromagnética procedente del Sol. La radiación solar incidente en el límite de la atmósfera terrestre se denomina radiación solar extraterrestre; el 97% de la misma está contenida dentro del intervalo espectral comprendido y se denomina radiación corta. b) RADIACIÓN DE ONDA LARGA: La mayor parte de esta energía es reirradiada hacia el cielo. Pero como la Tierra tiene una temperatura mucho menor que la del Sol, la radiación terrestre es emitida en longitudes de onda muchos más larga que la radiación solar de onda corta. Fotoperiodo:  Biología: Duración o tiempo relativo de los períodos de luz y oscuridad diarios a que están sometido los organismos.  Fotoperiodo en Botánica: Unidad de alternancia de iluminación-oscuridad, específica para cada planta.

 Plantas de días largos: Requieren poco menos de unas cuantas horas de oscuridad cada periodo de 24 horas para inducir la floración. En el hemisferio norte se produce durante el final de la primavera y el principio del verano, periodo típicamente durante el final de la primavera y le principio del verano, periodo durante el cual los días se van alargando, hasta alrededor del 21 de junio. Fotoperiodismo: Se denomina fotoperiodismo al conjunto de los procesos mediante los cuales un gran número de los organismos de las regiones templadas programan sus actividades, haciéndolas coincidir con el momento más favorable para la supervivencia de la especie. En los vegetales, la duración y periodicidad en la iluminación tiene una influencia decisiva sobre la duración del crecimiento vegetativo y sobre la época de floración.

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PRESIÓN ATMOSFÉRICA La presión atmosférica es un factor muy importante en la distribución climática. Sabiendo que presión es la fuerza que se ejerce por unidad de superficie, podemos definir la presión atmosférica es la fuerza ejercida por el aire de la atmósfera. La presión atmosférica es una presión no dirigida, es decir, es ejercida por igual en todas las direcciones. El Sistema Internacional de Unidades (SI), para medir la presión atmosférica se emplea el newton por metro cuadrado (N/m2) o pascal (Pa). Por convención se asume que la presión atmosférica media en el nivel del mar es de 101,325 Pa, valor que representa 1 atmósfera Variación de la presión atmosférica debido a la altitud Mientras más se sube respecto al nivel del mar, menor es la cantidad de aire sobre nosotros y por lo tanto menor es la presión atmosférica. Así, en la cumbre del Monte Everest (8,848 msnm) la presión atmosférica apenas supera los 30 kPa, mientras que los aviones de reacción, que vuelan a 11,000 metros de altitud, se someten a una presión atmosférica de aproximadamente 20 kPa. Los asentamientos humanos se ubican en un amplio rango de altitudes:  

Jericó se ubica 240 metros por debajo del nivel del mar. La Paz, Bolivia 650 msnm se considera una de las ciudades más elevadas.

Homologación de la presión atmosférica La homologación de la presión atmosférica significa que el rango normal de fluctuaciones es el mismo para cualquier lugar. Así que, la presión se considere alta o baja no depende de la altitud, sino exclusivamente de las condiciones atmosféricas del sitio. Este criterio también hace posible el trazo de las isobaras, curvas que representan cartográficamente los puntos de la tierra que tienen la misma presión atmosférica en un determinado momento. Distribución de la presión atmosférica  

Anticiclones (zonas de alta presión) Depresiones (zonas de baja presión)

Dicha distribución es afectada por la presencia de los continentes, cuya masa fija el calentamiento o enfriamiento de las masas de aire que se encuentran sobre ellos. En enero las zonas continentales del hemisferio norte presentan potentes anticiclones. En Julio el calor del continente asiático genera una gran zona de depresiones que se extiende hasta África. Distribución de las corrientes de aire en la atmósfera. Encontraremos zonas más húmedas o áridas dependiendo de si la trayectoria de la corriente ha pasado por zonas húmedas, como puede ser un océano, o no. El relieve también es importante, al interferir en la trayectoria del viento, como puede ocurrir en el caso de una cordillera que corte la corriente húmeda, creando una zona desértica tras de sí.

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PRESION ATMOSFERICA

Es la fuerza que se ejerce por unidad de superficie. También como, la fuerza ejercida por el aire de la atmósfera

VARIACION DE LA P.A

Mientras más se sube respecto al nivel del mar, menor es la cantidad de aire sobre nosotros y por lo tanto menor es la presión atmosférica

HOMOLOGACION DE LA P.A

Quiere decir que el rango normal de fluctuaciones es el mismo para cualquier lugar

DRISTIBUCION DE LA P.A

Dicha distribución es afectada por la presencia de los continentes, cuya masa fija el calentamiento o enfriamiento de las masas de aire que se encuentran sobre ellos.

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DISTRIBUCION DE LA CORRIENTE DE AIRE

Los factores más influyentes son la trayectoria de la corriente y el relieve

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LAS PRECIPITACIONES I.

LAS PRECIPITACIONES Caída del agua de las nubes hacia la superficie (sólido - líquido)

II.

FORMACIÓN Impone la existencia de condensación dentro de la atmosfera debida al enfriamiento de ella. Esto se facilita por la presencia de núcleos de condensación (polvo, moléculas de cloruro sódico) en la atmosfera.

III.

FORMAS DE CONDENSACIÓN a. Por elevación Frontal Cabalgamiento de aire húmedo sobre frío. Las lluvias ciclonales acompañan el paso de los frentes de las perturbaciones. Estas se produces cuando dos masas de características diferentes chocan y el desplazamiento de una provoca el ascenso de la otra. b. Por elevación Orográfica Masa de aire húmedo que intenta pasar un obstáculo. c. Por elevación Convectiva Producida por el calentamiento de aire, se crea una corriente que arrastra la masa de aire húmedo hacia arriba. En tan solo unos minutos se puede producir la condensación del agua hasta formar gotas.  FORMACIÓN DE LLUVIAS Estos fenómenos pueden producirse de forma simultánea. i. Coalescencia (partes bajas – nubes cálidas) Una microgota al atrapar a otra aumenta su volumen al igual que su velocidad y esto aumenta la probabilidad de atrapar otras gotas, al alcanzar un diámetro excesivo estas se fraccionan e inician un nuevo proceso de coalescencia. ii. Cristales de hielo (partes altas – nubes frías) Cristales con capacidad de absorción del vapor de agua y de microgotas por lo que aumenta de tamaño e inicia la precipitación, puede ser en lluvia(fundidas) o nieve (no fundidas).

IV.

V.

LLUVIA ARTIFICIAL Todos los procesos se basan en facilitar la coalescencia o la formación de núcleos de hielo. En zonas cálidas: Los suizos dispara un láser al cielo para crear lluvia artificial. En zonas frías: Se utiliza nieve carbónica que en su evaporación facilita la formación de cristales de hielo. TIPOS DE LLUVIA: a. Convectivas: se forma por procesos de evaporación debidos a la insolación. b. Orográficas se da en zonas montañosas, las masas de aire húmedo se enfrían al elevarse. c. Ciclónicas: ciclones extra tropicales o borrascas y producen lluvias generalizadas. METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA

VI.

REGIMEN PLUVIOMETRICO A NIVEL MUNDIAL Pluviometría: Función principal de la latitud, así como la distribución de mares y tierras a. Zonas i. Polar: nieve (100 – 200 mm/año) ii. Templada: ciclones extra tropicales (800 – 900 mm/año) iii. Desértica: irregulares (50 – 100 mm/año) iv. Tropical: lluvias diarias (3000 mm/año)

VII.

MEDICIÓN DE PRECIPITACIÓN La medida de la precipitación de la cuenca se realiza por medio de los pluviómetros. La precipitación se mide por volumen o pesada y su registro se realiza por lectura directa o por registro gráfico o electrónico.

VIII.

RECOGIDA DE PRECIPITACIÓN a. Factores del riesgo de error i. Elementos cercanos al pluviómetro: árboles o edificios. ii. Medidas de las Lluvias: operaciones irrepetibles. iii. Medidas Pluviométricas: inferiores a las reales debido a evaporación y el efecto pantalla. iv. Distribución de las lluvias: irregular (precipitaciones tormenta)

IX.

NORMAS DE INSTALACIÓN DE LOS PLUVIOMETROS a. Boca del colector: perfectamente horizontal b. Pluviómetro instalado: por encima del terreno, abrigada de vientos y lejos de elementos que hagan pantalla. c. Precipitación de nieve: se debe proteger al colector con una serie de pantallas para facilitar su caída. d. Zonas cálidas de evaporación: distorsiona las medidas y esto debe evitarse.

X.

TIPOS DE PLUVIOMETROS a. No registradores: más sencillo, recoge la lluvia y la vierte en un tubo y por lectura directa se conoce la cantidad de lluvia. b. Registradores: suministra la curva de lluvia en función del tiempo i. Pluviograma: distribución en el tiempo de la precipitación acumulada ii. Hetiograma: gráfico de la intensidad de la lluvia en función del tiempo

XI.

ERRORES EN LA MEDIDA DE LLUVIA a. El pluviómetro: necesita una precipitación mínima para poder registrarla. b. Turbulencias: del viento (precipitación de nieve) c. Evaporación: depende de las características climáticas de la zona.

PRECIPITACIÓN 

Es cualquier forma de agua que cae de la atmósfera y llega a la superficie terrestre: lluvia, nieve, granizo, pero no virga, neblina ni rocío, que son formas de condensación y no de precipitación



Inicia cuando el aire cálido y húmedo asciende – aire se enfría – vapor de agua se condensa en núcleos de condensación, formando nubes.



Proceso de BERGERON: cristales de hielo adquieren gotitas de agua superfrías. METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA

PLUVIÓMETRO 

Consta de un cono plástico o de metal, de superficie abierta, con depósito interior.



Modelo: analógico y digital (totalizadores y otro que mide la intensidad de precipitación.

ANALISIS DE LA PRECIPITACIÓN 

Parámetros básicos considerados: duración de la lluvia, intensidad media de la lluvia, volumen total de la precipitación y tiempo entre precipitaciones sucesivas.

 

Ecuación: p = L x T (L intensidad media y T la duración). Parámetros independientes. L = (a x Tn) / (T +b) m. Los parámetros a, b, m y n son función de las características meteorológicas.

CÁLCULO DE LA PLUVIOMETRÍA EN UNA CUENCA 

La precipitación media se calcula solo si existen muchas estaciones y si las precipitaciones son similares.



Precipitación media = media aritmética de las precipitaciones.



Métodos de Thiessen (polígonos): Se basa en asignar cada punto de la cuenca a la estación más próxima; se deben unir las estaciones de dos en dos y dibujar las mediatrices de estos segmentos, asignando a cada estación el área limitada por las poligonales que forman las mediatrices. Pm = (P·S) / (S)



Método de las isohietas: Isohietas son líneas que unen puntos con la misma precipitación. Este método se utiliza cuando se tiene suficientes datos como para poder dibujar las isohietas.

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EVAPORACIÓN Y EVAPOTRANSPIRACIÓN La evaporación es el proceso físico por el cual el agua cambia de estado líquido o sólido a gaseoso, retornando directamente a la atmósfera en forma de vapor. I. 1.1. 1.2.

1.3.

1.4.

1.5. 1.6. II.

FACTORES QUE DETERMINAN LA EVAPORACIÓN Radiación solar  Fuente de energía de dicho proceso. Temperatura del aire  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. Humedad atmosférica  Es necesario que el aire próximo a la superficie de evaporación no esté saturado (situación que es facilitada con humedad atmosférica baja). El viento  Renueva el aire próximo a la superficie de evaporación que está saturado. La combinación de humedad atmosférica baja y viento resulta ser la que produce mayor evaporación. El viento también produce un efecto secundario que es el enfriamiento de la superficie del líquido y la consiguiente disminución de la evaporación. Tamaño de la masa de agua  Volúmenes pequeños con poca profundidad sufren un calentamiento mayor que facilita la evaporación. Salinidad  Disminuye la evaporación, fenómeno que sólo es apreciable en el mar. MEDIDA DE LA EVAPORACIÓN:

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. Y disponer de un pluviómetro ya que la evaporación neta debe excluir el aporte de agua por precipitación. 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 del tanque, tenemos: 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. Enterrados  no tienen los problemas anteriores; pero, por otra parte, es más fácil que se introduzcan en ellos cuerpos extraños. Flotantes se han intentado utilizar en los embalses, pero presentan graves dificultades de medida, así como problemas con el oleaje.

2.1.

MÉTODO DE BALANCE ENERGÉTICO Determina la evaporación por unidad de superficie y segundo, en función de la radiación neta que entra, de la densidad del agua, y del calor latente de evaporación (calor necesario para que una sustancia cambie de estado): E = Rn / (Lv·fw) mm/día Donde

Lv = (2,501·106 - 2370·TªH20ºC) J/Kg.

Este método se emplea en zonas muy extensas (marismas, pantanos...), donde prácticamente sólo se posee el dato de la radiación solar. METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA

2.2.

MÉTODO DE MEYER Esta fórmula ha sido muy utilizada y considera la acción del viento: E (mm/día) = c·(Pa - P)·(1 + v/16)

Donde c es un coeficiente (0.36 para grandes masas y 0,50 para charcas o pantanos); Pa es la presión del agua de vapor en mm de Hg; P es la presión de vapor del aire en mm de Hg; y v es la velocidad del viento en Km/hora a una altura de 7,64 m. de la superficie del agua. 2.3.

MÉTODO AERODINÁMICO COMPLETO Esta forma de cálculo tiene en cuenta el viento, pero no la altura. La vaporación se mide en mm/día: E = B·(Pa - P) = (0,102·v) / [Ln(z/z0)]2

Donde B es el coeficiente de transporte de vapor; (z?); z0 es la altura de rugosidad en superficies naturales (equivale a una resistencia); Pa es la presión del agua de vapor en mm de Hg; P es la presión de vapor del aire en mm de Hg; v es la velocidad del viento en Km/hora a una altura z; Este método es bueno, pero a veces los resultados son excesivos debido a que intervienen muchas variables. III.

FACTORES DE DEPENDENCIA:    

Insolación Viento Temperatura Grado de humedad de la atmósfera.

Por todo esto la evaporación contemplada en un período 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. Como Magnitud en zonas templadas continentales, la evaporación diaria en verano es del orden de 6 a 8 mm/día y en invierno puede ser casi despreciable.

Transpiración Es el proceso físico-biológico por el cual el agua cambia de estado líquido a gaseoso a través del metabolismo de las plantas y pasa a la atmósfera. Es el mismo proceso físico de la evaporación, las moléculas que se escapan de la superficie líquida, no es de agua libre, sino que es la superficie de las hojas. Las hojas están compuestas por finas capas de células (mesodermo) y poseen una delgada epidermis de una célula de espesor, la cual posee numerosas estomas. La humedad entre los espacios intercelulares se vaporiza y escapa de la hoja a través de estas estomas. Estomas: El número de estomas por unidad de superficie varía dependiendo de la especie vegetal y las condiciones ambientales.

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Generalmente se abren con la luz y se cierran con la oscuridad. La temperatura afecta la velocidad de apertura. Contrariamente a lo que se cree, el control que ejercen los estomas sobre las tasas de transpiración es muy limitado.

Evapotranspiración La evapotranspiración es la combinación de los fenómenos de evaporación desde la superficie del suelo y la transpiración de la vegetación. La dificultad de la medición en forma separada de ambos fenómenos (el contenido de humedad del suelo y el desarrollo vegetal de la planta) obliga a introducir el concepto de evapotranspiración como pérdida conjunta de un sistema determinado. Thornthwaite (1948) introduce un nuevo concepto optimizando ambos, es la llamada evapotranspiración potencial o pérdidas por evapotranspiración, en el doble supuesto de un desarrollo vegetal óptimo y una capacidad de campo permanentemente completa. I.

FACTORES DETERMINANTES  Tipo de planta  Ciclo de crecimiento de la planta (inicial, vegetativo, medio, maduro);  Tipo de suelo y humedad del suelo  Insolación, viento, humedad de la atmósfera, etc. Existe una diferencia entre la cantidad de agua que la planta puede absorber del suelo Qp y la cantidad de agua Ql que la planta transpira. •

II.

Qp depende del tipo de suelo, de las condiciones de humedad, así como del tipo y situación de la planta; mientras que Ql depende de las condiciones de insolación, humedad y viento, así como de las características de la propia planta. • Si Q1 > Qp, la planta se marchita o tiene que variar sus condiciones de desarrollo. • Si Q1 = Qp, la planta tiene suficiente circulación de agua y se desarrolla satisfactoriamente. • los excesos de circulación de agua con Q1< Qp, pueden producir fenómenos contrarios al desarrollo. EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL

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.

2.1.

CÁLCULO DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL Método de Blaney-Criddle  Es una fórmula utilizable para zonas áridas: Etp = p·(0,46·T + 8,13) Donde: la presión p = 100·(nº horas luz al día / nº horas luz al año); T es la temperatura media anual en ºC y Etp (mm/día) = p - p2 = p - [p2 / (0,8 + 0,14·T)]

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III.

EVAPOTRANSPIRACIÓN REAL

La Evapotranspiración Real disminuye por bajo el nivel potencial a medida que el suelo se seque. La evapotranspiración real es inferior a la evapotranspiración potencial para los siguientes factores: • • •

falta de agua en algunos períodos; variación de la evapotranspiración según el desarrollo de la planta; variaciones de las condiciones atmosféricas como la humedad, la temperatura, etc.

Por todo ello: Evapotranspiración real = K · evapotranspiración potencial El coeficiente K es variable y oscila entre 0.10 y 0.90, aproximándose a 1 cuando la planta está en su máximo desarrollo de foliación y fruto. 3.1.

La medida real de la evapotranspiración

La medida real de la evapotranspiración se puede realizar a través de tres procedimientos: 3.1.1. Lisímetros. Zona de terreno natural de superficie del orden de 4 m2, en la que se realiza un cultivo en condiciones reales, pero con dispositivos de medida del agua suministrada, percolada y sobrante. Por diferencia de estas medidas se obtiene el agua evapotranspirada. 3.1.2. Sonda de neutrones. Se basa en la absorción de neutrones por el agua, lo que permite evaluar el contenido de humedad. Son medidas no destructivas y que además no alteran las condiciones hidráulicas ni de cultivo del suelo. 3.1.3. Balance hídrico. Consiste en seleccionar una cuenca natural pequeña y medir en ella la precipitación, escorrentía y percolación; por diferencia se calcula la evapotranspiración: Etpr = P - Q - Perc. Este método es bastante impreciso ya que la percolación es muy difícil de medir.

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Evaporación

Proceso físico

Líquido o sólido

gaseoso

Factores determinantes

Medición

Radiación solar

Fuente de energía

Temperatura (aire)

Convención térmica ascendente

Método de balance energético

Método de Meyer Humedad atmosférica

Evaporación de la superficie no saturado

viento

Evaporación de la superficie saturado

Tamaño de masa de agua

Salinidad

Factores de dependencia

Insolación

Viento

Temperatura Método de aerodinámico completo

Menos masa más evaporación

Disminuye la evaporación

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Grado de humedad de la atmósfera

Evapotranspiración

Transpiración

Proceso físico-químico

Líquido

gaseoso

Metabolismo de las plantas

Evaporación desde la superficie del suelo y la transpiración de la vegetación

Factores determinantes

Evotranspiración real

Evotranspiración potencial

Tipo de planta

Ciclo de crecimiento de la planta (inicial, vegetativo, medio, maduro)

Humedad atmosférica viento

estomas

Tipo y humedad del suelo

Se abren con la luz y se cierran con la oscuridad

Insolación

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

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Método de Blaney-Criddle  Es una fórmula utilizable para zonas áridas

Disminuye por bajo el nivel potencial a medida que el suelo se seque

ER= K(0.1 y 0.9)EP

Medida real Lisímetros Sonda de neutrones Balance hídrico