Evaporacion, Transpiracion y Evapotranspiracion.pdf

UNIVERSIDAD NACIONAL AUTONOMA DE HONDURAS EN EL VALLE DE SULA

Facultad de Ingeniería Civil

Néstor Javier Herrera Galeas Alumno

Ing. José Sagastume Zaldívar

Catedratico

18 de agosto del 2015

HIDROLOGIA III UNIDAD: EVAPORACION


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INDICE

ELEMENTO NUMERO DE PAGINA

MARCO TEORICO 2-22

Evaporación 2-6

Factores que determinan la evaporación 3

Instrumentos utilizados para evaluar el poder evaporante de la atmósfera

4-7

Calculo de la evaporación 7-10

Transpiracion 10

Factores que influyen en la transpiración. 11

Medida de la transpiración 12

Evapotranspiración 14

Factores que influyen en la

evapotranspiración

14

Evapotranspiración Potencial 15-16

Calculo de la Evapotranspiración Potencial 16

Evapotranspiración Real 17-18

Formula de Penman 18-19

Método De Penman – Monteith 19-20

Humedad Relativa 21-22

BIBLIOGRAFIA 23



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EVAPORACIÓN, TRANSPIRACION Y EVAPOTRANSPIRACION

Una gran parte del agua que llega a la tierra, vuelve a la atmosfera en forma de vapor, ya sea directamente por evaporación o a través de las plantas por transpiración. La cantidad de agua que así se escapa al posible uso del hombre, dada la dificultad de medir por separado ambos términos, se reúne frecuentemente bajo el nombre de evapotranspiración. EVAPORACIÓN La evaporación es un proceso físico por el cual determinadas moléculas de agua aumentan su nivel de agitación por aumento de temperatura, y si están próximas a la superficie libre, escapan a la atmósfera. Inversamente otras moléculas de agua existentes en la atmósfera, al perder energía y estar próximas a la superficie libre pueden penetrar en la masa de agua. Se denomina evaporación el saldo de este doble proceso que implica el movimiento de agua hacia la atmósfera. La evaporación depende de la insolación, del viento, de la temperatura y del 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.



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FACTORES QUE DETERMINAN LA EVAPORACIÓN

a) Radiación solar: Es el factor determinante de la evaporación ya que es la fuente de energía de dicho proceso.

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.

c) Humedad atmosférica: Es un factor determinante en la evaporación ya que para ésta se produzca, es necesario que el aire próximo a la superficie de evaporación no esté saturado (situación que es facilitada con humedad atmosférica baja).

d) El viento: Después de la radiación es el más importante, ya que 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.

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. Volúmenes pequeños con poca profundidad sufren un calentamiento mayor que facilita la evaporación.

f) Salinidad: Disminuye la evaporación, fenómeno que sólo es apreciable en el mar.



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INSTRUMENTOS UTILIZADOS PARA EVALUAR EL PODER EVAPORANTE DE LA ATMÓSFERA

La evaporación puede medirse en forma directa desde pequeñas superficies de agua naturales o artificiales (tanques de evaporación) o a través de evaporímetros o lisímetros. Estos últimos poseen una superficie porosa embebida en agua y se ubican en condiciones tales que la medición es condicionada por las características meteorológicas de la atmósfera, tales como grado higrométrico, temperatura, insolación, viento, etc. Las tasas de evaporación así observadas pueden generalmente ser consideradas como máximas y dan una buena aproximación del poder evaporante de la atmósfera. Aplicando a dichos valores máximos diversos coeficientes de reducción y comparando los resultados corregidos con los suministrados por las fórmulas de evaporación, se deducirán los valores más probables de las tasas de evaporación aplicables a la superficie de interés. Evaporímetros El más utilizado de los evaporímetros es el de tipo Piche. Está constituido por un tubo cilíndrico de vidrio de 25 cm de largo y 1.5 cm de diámetro. El tubo está graduado y cerrado en su parte superior, mientras que su abertura inferior está obturada por una hoja circular de papel filtro normalizado de 30 mm de diámetro y 0.5 mm de espesor, fijada por capilaridad y mantenida por un resorte. Llenado el aparato de agua destilada, ésta se evapora progresivamente a través de la hoja de papel filtro. La disminución del nivel del agua en el tubo permite calcular la tasa de evaporación (en mm por cada 24 hs, por ejemplo). El proceso de evaporación está ligado esencialmente al déficit higrométrico del aire; sin embargo, el aparato no tiene tal vez en cuenta suficientemente la influencia de la insolación. Este aparato se instala bajo abrigo.



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Tanques Evaporímetros Los depósitos o tanques de evaporación utilizados en distintos países son de formas, dimensiones y características diferentes, pues los especialistas no están de acuerdo sobre el mejor tipo a emplear. Se los puede clasificar en dos categorías, según que estén dispuestos en la superficie del suelo o enterrados en éste:

a) Los tanques colocados por encima del nivel del suelo tienen la ventaja de una instalación muy sencilla. Además, sus resultados no corren el riesgo de ser falseados por el rebote de las gotas de lluvia que caen en el terreno lindante. En cambio, son muy sensibles a las variaciones de la temperatura del aire y a los efectos de la insolación. Si se aíslan térmicamente las paredes exteriores del tanque para reducir el intercambio de calor con el ambiente, se observan tasas de evaporación más bajas. El tanque Tipo A tiene un diámetro de 121.9 cm y una profundidad de 25.4 cm, la profundidad del agua es mantenida entre 17.5 y 20 cm. Está construido de hierro galvanizado no pintado y colocado sobre un enrejado a 15 cm sobre el nivel del terreno.

Evaporimetro Piche



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b) Los tanques enterrados son menos sensibles a las influencias de la temperatura y la radiación en las paredes, pero las gotas de lluvia que rebotan en el suelo y los detritos que recogen pueden ser la causa de errores de medición. En general, son de más difícil instalación y mantenimiento.

Además del tanque, se emplean los siguientes instrumentos en las estaciones evaporimétricas:

Tanque de Evaporación sobre la Superficie

Tanque enterrado del tipo “Colorado”



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Un anemógrafo integrado o anemómetro, situado a uno o dos metros por encima del tanque para determinar el movimiento del viento sobre el tanque.

Un pluviómetro o pluviógrafo

Termómetros o termógrafos que proporcionan las temperaturas máxima, mínima y media del agua del tanque.

Termómetros o termógrafos de máxima y mínima para medir las temperaturas de aire.

Un psicrómetro si se desea conocer la temperatura y humedad del aire.

La relación entre valores medidos en una misma estación con tanques flotantes y evaporímetros está comprendida entre 0.45 y 0.6. CÁLCULO DE LA EVAPORACIÓN

Fórmulas empíricas para determinar la evaporación desde un lago o una laguna

Una de las expresiones más simples ha sido propuesta por Visentini, y se aplica para cálculos aproximados en superficies líquidas situadas en cotas bajas, donde se puede considerar que la presión atmosférica es de aproximadamente 760 mm de columna de mercurio. Las fórmulas empíricas propuestas por Visentini son:

(para lagos o embalses con cota inferior a 200 msnm)

(para lagos o embalses con cota entre 200 y 500 msnm)

(para lagos o embalses con cota superior a 500 msnm)

Dónde:

E = Evaporación anual en mm t = Temperatura media anual en grados Celsius

https://es.wikipedia.org/wiki/Mil%C3%ADmetro

https://es.wikipedia.org/wiki/Altitud



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Nótese que para una temperatura media de 10 grados Celsius, la evaporación será entre 750 mm y 1200 mm por año, es decir de aproximadamente 2 a 3 mm por día. Considerando que en la evaporación juegan roles importante, entre otros, la temperatura del agua, la temperatura del aire, el viento, la insolación, etc., otros investigadores han propuesto fórmulas empíricas más complejas y que, por lo tanto, son más difíciles de usar.

Métodos Teóricos para el Cálculo de la Evaporación

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.

Ejemplo:

Utilizando este método, calcular la tasa de evaporación del agua

desde una superficie abierta, siendo la radiación neta de 200 W/m2

y la temperatura de 25 ºC (la densidad del agua es 997 kg/m3).

Lv = (2,501·106 - 2370·25) = 2441 KJ/Kg;

E = 200 / (2441·103·997) = 8.22·10-8 m/s = 7,10 mm/día.

* Este método se emplea en zonas muy extensas (marismas,

pantanos...), donde prácticamente sólo se posee el dato de la



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radiación solar.

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 7,64m

de la superficie del agua.

MÉTODO AERODINÁMICO COMPLETO Esta forma de cálculo tiene en cuenta el viento pero no la altura. La

evaporación 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.



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MÉTODO COMBINADO (Aerodinámico y de balance de energía)

Es el método más preciso para el cálculo de la evaporación:

E = (Pa/ºC) (+)·EE + (Pa/ºC) (+)·EA

Dónde:

(Pa/ºC) y (Pa/ºC) son constantes;

EE es la evaporación obtenida por el método de balance de

energía;

EA es la evaporación obtenida por el método aerodinámico.

TRANSPIRACION Se define la Transpiración como el resultado físico-biológico por el cual el agua cambia del estado líquido a gaseoso, a través del metabolismo de las plantas, y pasa a la atmósfera. Así mismo, también se considera transpiración el agua perdida por la planta, por goteo o exudación, que pueden alcanzar valores importantes cuando las condiciones ambientales no son favorables para que se produzca la evaporación. Mecanismo de la Transpiración El agua penetra en las raíces a través de las células epidérmicas de las radículas, mediante fenómenos de ósmosis e imbibición. Pasa a los canales del sistema vascular que atraviesan las raíces, el tronco y las ramas, y llega finalmente a las hojas. El ascenso del agua desde las raíces hasta las hojas se debe al fenómeno de la succión, que es una combinación de la aspiración que se efectúa sobre el agua al transpirar las hojas y la presión radicular con que entra el agua en el sistema vascular en las raíces.



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Se define el punto de marchitez como el contenido de humedad del suelo por debajo del cual la raíz de la planta no puede extraer el agua. En este punto la transpiración de la planta cesa y si esta situación se prolonga, la planta se marchita. El punto de marchitez depende del tipo de suelo y de la planta. La capacidad de retención es el porcentaje de agua que queda en el terreno cuando es drenado libremente. La diferencia entre el contenido de agua en el suelo que corresponde a la capacidad de retención (capacidad de campo) y la correspondiente al punto de marchitez constituye el agua útil evapotranspirable. La Capacidad de campo y el punto de marchitez aumentan al disminuir el tamaño de grano que constituye el suelo debido principalmente a que aumenta la superficie específica de las partículas y disminuye el tamaño del poro. Factores que influyen en la Transpiración Los factores que influyen en la Transpiración son los mismos que los que influyen en la Evaporación. El factor más influyente es el poder evaporante de la atmósfera y, por tanto, el déficit de saturación de la atmósfera, la temperatura del aire, la insolación, la velocidad del viento y la presión atmosférica. Los factores meteorológicos actúan indirectamente sobre la intensidad de la transpiración, debido a su influencia sobre la apertura de las estomas. La iluminación, la temperatura o la humedad del aire favorecen la transpiración. La humedad del suelo influye también sobre la intensidad de transpiración. Si la humedad del suelo no es suficiente para que la planta pueda extraer agua del suelo, la transpiración cesa y la planta se muere. Por otro lado, para las



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mismas condiciones atmosféricas y para el mismo terreno, la Transpiración de una planta depende de la especie vegetal, de la edad, del desarrollo, tipo de follaje y de la profundidad radicular. Medida de la Transpiración Las cantidades de agua que vuelven a la atmósfera por transpiración se suelen expresar en Hidrología en mm de agua equivalente al dividir el volumen transpirado y la superficie cubierta de vegetación que ha dado lugar a esa transpiración. Los métodos para la medida de la Transpiración pueden ser: a) Los basados en medida directa del vapor de agua transpirado recogido en una campana, condensándolo posteriormente. b) Los basados en la medida del cambio de peso de la planta por la pérdida de agua. c) Los basados en la medida de la cantidad de agua necesaria para que la planta sobreviva (lisímetros). Las variaciones diurnas de la transpiración están relacionadas con la temperatura, la humedad y la intensidad de la luz. La Transpiración cesa al ponerse el sol. La pluviosidad influye en menor grado en la Transpiración ya que las raíces toman el agua generalmente de una zona más profunda del suelo. La medida de la Transpiración es difícil ya que lleva asociada la componente de evaporación en la planta, lo cual hace más fácil la evaluación de la evapotranspiración.



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EVAPOTRANSPIRACION

La evaporación y la transpiración ocurren simultáneamente y no hay una manera sencilla de distinguir entre estos dos procesos. Aparte de la disponibilidad de agua en los horizontes superficiales, la evaporación de un suelo cultivado es determinada principalmente por la fracción de radiación solar que llega a la superficie del suelo. Esta fracción disminuye a lo largo del ciclo del cultivo a medida que el dosel del cultivo proyecta más y más sombra sobre el suelo. En las primeras etapas del cultivo, el agua se pierde principalmente por evaporación directa del suelo, pero con el desarrollo del cultivo y finalmente cuando este cubre totalmente el suelo, la transpiración se convierte en el proceso principal. En la Figura 1 se presenta la evapotranspiración dividida en sus dos componentes (evaporación y transpiración) en relación con el área foliar por unidad de superficie de suelo debajo de él. En el momento de la siembra, casi el 100% de la ET ocurre en forma de evaporación, mientras que cuando la cobertura vegetal es completa, más del de 90% de la ET ocurre como transpiración.



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Factores que influyen en la Transpiración La transpiración depende de los siguientes factores:

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.

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.



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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. Por último, los excesos de circulación de agua con Q1 << Qp, pueden producir fenómenos contrarios al desarrollo.

EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL

Con objeto de valorar la capacidad máxima de evaporación y transpiración de un suelo, con unas determinadas condiciones atmosféricas y de radiación, se define el concepto de evapotranspiración potencial 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.

CÁLCULO DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL

MÉTODO DE BLANEY-CRIDDLE

Es una fórmula utilizable para zonas áridas:

Etp = p·(0,46·T + 8,13)

Donde:

p = 100·(nº horas luz al día / nº horas luz al año);

T es la temperatura en ºC ;

Etp es la evaporación diaria en mm.



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MÉTODO DE CONTAGNE

Etp (mm/día) = p - ·p2 = p - [p2 / (0,8 + 0,14·T)]

Donde

p es la precipitación anual en mm.

T es la temperatura media anual.

EVAPOTRANSPIRACIÓN REAL

La evapotranspiración real es inferior a la evapotranspiración potencial para los siguientes factores:

o Falta de agua en algunos períodos; o Variación de la evapotranspiración según el desarrollo de la

planta; o 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.

La medida real de la evapotranspiración se puede realizar a través de tres procedimientos:

1. Lisímetros. Una estación lisimétrica es una 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.



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Esquema de un Lisímetro

Lisímetro parte exterior e

inferior.



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2. Sonda de neutrones. El método de la 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. Balance hídrico. 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:

Etpr = P - Q - Perc.

Este método es bastante impreciso ya que la percolación es muy difícil de medir.

FÓRMULA DE PENMAN

Es un método más correcto. Combina la fórmula de Dalton, multiplicada por una función de la velocidad del viento, con el método del balance energético, con lo que consigue eliminar (es). Su fórmula es:

Donde:

- E = evaporación diaria (en mm) - Δ = pendiente de la curva de tensión saturante para la temperatura del aire (en mm de Hg/ºC) - Rn = radiación neta, traducida a mm de agua que puede evaporar en un día - Ea = 0,35 (0,5 + 0,54 V2) (ea -ed) (en mm/día)



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- V2 = velocidad del viento a 2 m de altura sobre la superficie evaporante (en m/seg) - ea = tensión de vapor saturante a la temperatura del aire (en mm de Hg) - ed = tensión de vapor en el aire (en mm de Hg) - &gamma = constante psicrométrica (en mm de Hg/ºC = 0,485 mm de Hg/ºC)

El valor de Rn se deduce del RN que da la fórmula de Brunt

Ambos están relacionados de la siguiente manera:

Rn = evaporación (en mm/día);

RN = radiación neta (en cal/cm2) C1 = el calor de vaporización preciso para evaporar 1 mm de agua por cada cm2 de superficie.

MÉTODO DE PENMAN – MONTEITH

El método de Penman – Monteith puede considerarse como el

método estandar de todos los métodos combinados para estimar la

evapotranspiración (ET) del cultivo de referencia. La mayoría de los

métodos combinados presentan ligeras dependiendo del tipo de

cultivo y de la localización de los instrumentos meteorológicos. Por



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esta razón, el método de Penman – Monteith utiliza términos como

la resistencia aerodinámica del follaje para relacionar la altura de

los instrumentos meteorológicos con la altura del cultivo y la

resistencia estomática a la transpiración mínima que dependerá del

tipo de cultivo y de su altura.

La ecuación de Penman – Monteith se define:

ET = ET radiación + ET aerodinámica

La ecuación final es:

Donde:

ETo = evapotranspiración del cultivo de referencia (mm/día)

* = constante psicométrica modificada utilizada en el método de

Penman-Monteith (mbar/C)

es – ea = déficit de presión de vapor (mb)

es = presión de vapor a saturación a la temperatura promedio del

aire (mb)

ea = presión de vapor tomada a la temperatura a punto de rocío

(mb)

L = calor latente de vaporización (cal/gr)

= pendiente de la curva de presión de la saturación de vapor a

asno eeu

TLGRET 2** 275

9010



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una temperatura específica (mbar/ºC)

= constante psicométrica

Rn = energía de radiación neta (cal/(cm2 día)

T = temperatura promedio (ºC)

G = flujo termal del suelo (cal/cm2)

HUMEDAD RELATIVA

La humedad relativa (HR) expresa el grado de saturación del aire

como el cociente entre la presión real de vapor (ea) a una

temperatura dada y la presión de saturación de vapor (e°(T)) a la

misma temperatura (T):

HR = e a *100

eο (T)

La humedad relativa es el cociente entre la cantidad de agua que

el aire realmente contiene a una determinada temperatura y la

cantidad que podría contener si estuviera saturado a la misma

temperatura. Es adimensional y se expresa comúnmente como

porcentaje. Aunque la presión real de vapor puede ser

relativamente constante a lo largo del día, la humedad relativa

fluctúa entre un máximo al amanecer y un mínimo a primeras

horas de la tarde. La variación de la humedad relativa se produce

porque la presión de saturación de vapor depende de la

temperatura del aire. Como la temperatura del aire cambia

durante el día, la humedad relativa también cambia

substancialmente.



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BIBLIOGRAFIA

http://ftp.fao.org/docrep/fao/009/x0490s/x0490s.pdf

http://www.miliarium.com/Proyectos/EstudiosHidrogeologicos/Anejos/Metodos_Determinacion_

Evaporacion/Formulas_Semiempiricas.asp#FormulaPenman

http://webdelprofesor.ula.ve/ingenieria/adamoreno/HIDRO/SEMESTRE%20A2013/Tema%203%20

Evaporacion.pdf

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http://www.miliarium.com/Proyectos/EstudiosHidrogeologicos/Anejos/Metodos_Determinacion_Evaporacion/Formulas_Semiempiricas.asp#FormulaPenman

http://www.miliarium.com/Proyectos/EstudiosHidrogeologicos/Anejos/Metodos_Determinacion_Evaporacion/Formulas_Semiempiricas.asp#FormulaPenman

http://webdelprofesor.ula.ve/ingenieria/adamoreno/HIDRO/SEMESTRE%20A2013/Tema%203%20Evaporacion.pdf

http://webdelprofesor.ula.ve/ingenieria/adamoreno/HIDRO/SEMESTRE%20A2013/Tema%203%20Evaporacion.pdf

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