UNIVERSIDAD TECNICA DE MACHALAFacultad de Ciencias AgropecuariaEscuela de Ingeniera Agronmica

CATEDRA:RIEGO Y DRENAJE

NOMBRE:ADRIAN ALEJANDRORUBIO FARFAN

CICLO:8vo CICLO

TEMA:METODO DE THORNTHWAITE

DOCENTE: ING. JULIO CHABLA

AO:2014

ContenidoI.INTRODUCCION3II.REVICION DE LITERTURA42.1EVAPORACIN42.2TRANSPIRACIN52.3FACTORES QUE INFLUYEN EN LA TRANSPIRACIN62.4EVAPOTRANSPIRACIN72.5DIFERENTES CONCEPTOS Y DEFINICIONES DE EVAPOTRANSPIRACIN72.6Metodo de Thornthwaite9III. MATERIALES Y METODO113.1 MATERIALES113.2 METODO11IV.DISCUSION Y CONCLUSION144.1DISCUSION144.2CONCLUSION14V.BIBLIOGRAFIA14

I. INTRODUCCIONLa evapotranspiracin es uno de los elementos fundamentales a tener en cuenta en el rgimen de riego de un cultivo, pues constituye el egreso fundamental de humedad del suelo. Son diversas las aplicaciones prcticas que demuestran la necesidad de precisar los clculos de este elemento. Por esto, resulta particularmente importante realizar un estudio que permita precisar un mtodo de clculo que responda a las condiciones del pas, o al menos, de algunas regiones edafoclimticas del mismo.Para la determinacin de la evapotranspiracin, no existe en realidad un mtodo prctico de medicin directa, sino que se necesita un equipamiento caro y difcil de instalar y mantener como son los lismetros, lo que lleva a su estimacin a travs de mtodos indirectos, que generalmente se basan en datos meteorolgicos que sin duda pueden llevar a una fuente de error. Adems de la confiabilidad y precisin de la informacin, se debe tener en cuenta la cantidad de datos disponibles y la posibilidad de acceder a ellos. Por las razones expuestas, en muchos pases del mundo ha sido objeto deun marcado inters la evaluacin y comparacin de las diferentes frmulas propuestas por algunos autores para calcular la evapotranspiracin de los cultivos, con la finalidad de buscar una expresin que se adapte a las condiciones propias de cada pas y, que a la vez, sea fcil su aplicacin.Muchos investigadores se han dedicado a valorar el poder de evapotranspiracin de un cultivo a partir del clima en un tipo de suelo, ya sea de manera experimental o por medio de frmulas matemticas, teniendo en cuenta que precisamente el clima, determina las necesidades de agua del mismo.

II. REVICION DE LITERTURA2.1 EVAPORACIN Se define como evaporacin al proceso fsico por el cual el agua pasa del estado lquido al gaseoso y representa la tasa neta de transporte de vapor hacia la atmsfera. Tambin el agua en estado slido (nieve, hielo, etc.) puede pasar directamente a vapor y el fenmeno se llama sublimacin (Custodio y LLamas, 1976). El cambio de estado de lquido a vapor se debe a la radiacin solar que brinda la energa necesaria para permitir a las molculas del agua cambiar de estado y a los procesos de difusin molecular y turbulencia. Adems de la radiacin solar, las variables meteorolgicas que intervienen en la evaporacin, particularmente de las superficies libre de agua, son la temperatura del aire, la velocidad de viento, la tensin de vapor humedad relativa del ambiente, determinando el poder evaporante de la atmsfera, que es la capacidad del aire que rodea a la superficie evaporante para admitir vapor de agua. . Evaporacin del suelo El suelo acta como proveedor de agua tanto para las plantas como para el proceso de evaporacin directa desde el mismo. La tasa de evaporacin desde una superficie de suelo saturado es aproximadamente igual a la evaporacin de una superficie de agua libre cercana y a la misma temperatura. Al comenzar a secarse el suelo, la evaporacin disminuye y tambin su temperatura para mantener el balance energtico. Eventualmente, la evaporacin cesar pues no existe un mecanismo efectivo para transportar el agua desde una profundidad apreciable. Por lo tanto la tasa de evaporacin desde superficie de suelo, est limitada por la disponibilidad de agua, o por la demanda climtica. Cuando la superficie del suelo esta hmeda, la evaporacin es gobernada principalmente por las condiciones atmosfricas. Sin embargo, cuando esta capa se seca, la tasa de evaporacin decrece muy rpidamente y es mayor la influencia de las propiedades del suelo tales como su humedad, el coeficiente de difusin, la conductividad capilar y la conductividad hidrulica de la capa superficial. Estas propiedades del suelo gobiernan la tasa a la que el agua en forma de lquido o vapor es transmitida en el perfil del suelo desde las capas profundas hasta la superficie. 2.2 TRANSPIRACINEs el resultado del proceso fsicobiolgico por el cual el agua cambia del estado lquido al gaseoso, a travs del metabolismo de los seres vivos, pasando a la atmsfera. Entre ellos la vegetacin constituye el principal agente de la transformacin, ya que el volumen de agua que circula por el interior de las plantas, incluyendo la necesaria para su metabolismo, es de 100 a 300 litros por kilo de materia seca, gran parte de este volumen es transpirado y una muy pequea fraccin queda fijado qumicamente en la produccin de materia. Por su parte, la profundidad que alcanzan las races, variables de acuerdo al tipo de vegetal, le permiten explorar en profundidad un gran volumen de suelo, extrayendo el agua de las profundidades (Vich, 1996).2.3 FACTORES QUE INFLUYEN EN LA TRANSPIRACIN La bibliografa consultada cita que estos pueden ser fisiolgicos o ambientales. Los factores fisiolgicos ms importantes son la densidad y el comportamiento de los estomas,extensin y carcter de la cubierta vegetal, estructura de las hojas, profundidad de las races y enfermedades de las plantas. Los factores ambientales de importancia son la temperatura, la radiacin solar (el calor y la luz), el viento, la humedad del aire y la disponibilidad de agua en el suelo. La diferencia de presin de vapor entre el interior de la hoja y el aire exterior es por supuesto una medida de la energa requerida para mover el vapor de agua desde la hoja hacia la atmsfera, constituyendo el factor bsico de la transpiracin. El gradiente de presin de vapor entre la hoja y el aire podra tambin estar influenciado por las caractersticas morfolgicas de la hoja, su posicin y la relacin con las hojas vecinas. Si la hoja est expuesta a la luz solar, la temperatura de sta ser mayor que la del aire, aunque el enfriamiento provocado por la transpiracin haga decrecer la temperatura de la misma, una mayor presin de vapor en la hoja aumentar la transpiracin. Tambin una mayor radiacin solar incrementa la temperatura y por consiguiente la transpiracin. La remocin del vapor de agua prximo a la superficie de la hoja por efecto del viento, puede incrementar la transpiracin, al incrementarse el gradiente de presin entre la atmsfera y el interior de la hoja, por disminucin del vapor de aire (Zimmermann, 1993). Tambin la humedad del suelo afecta a la transpiracin cuando el contenido es inferior al punto de marchitez permanente, aunque este concepto se encuentra en discusin por los tcnicos agrnomos.2.4 EVAPOTRANSPIRACIN El proceso de evapotranspiracin es un fenmeno combinado de prdida de agua por transpiracin y evaporacin directa del agua del suelo. Corresponde al fenmeno fsico del pasaje de agua del estado lquido al gaseoso en condiciones naturales, dependiendo dela disponibilidad de agua para la vegetacin y necesitando una importante cantidad de energa para que el proceso ocurra. La evapotranspiracin se evala en altura de agua equivalente [mm] sobre un perodo dado, como por ejemplo mm por ao o mm por mes. Cuantitativamente 1 [mm] de evapotranspiracin representa 10 [m3/ha]. Dentro de las teoras que estudian los fenmenos de evapotranspiracin se encuentran aqullas que evalan el flujo del calor absorbido para la evapotranspiracin mediante el balance energtico y las que analizan el flujo del vapor de agua emitido hacia la atmsfera a travs de las ecuaciones de mecnica de los fluidos. De estas dos teoras bsicas y sus combinaciones se han desprendido numerosas expresiones y algoritmos que cuantifican en forma aproximada la evaporacin y la evapotranspiracin, tanto potencial como real. 2.5 DIFERENTES CONCEPTOS Y DEFINICIONES DE EVAPOTRANSPIRACIN Segn Guyot (1992), la nocin de Evapotranspiracin Potencial (ETP) es introducida por Thornthwaite en 1942 y se resume de la siguiente manera: la evapotranspiracin potencial corresponde a la prdida de agua por evaporacin directa del agua del suelo y por transpiracin de una cubierta vegetal densa bien desarrollada, en pleno crecimiento y sin limitacin en la disponibilidad de agua. Puede ser asimilada a la capacidad de evaporacin de la atmsfera y es comnmente utilizada para la evaluacin de las necesidades de agua de riego. De este modo la evapotranspiracin a partir de una cubierta vegetal densa, con ilimitada disponibilidad de agua, depende fundamentalmente de los factores meteorolgicos y vara bastante poco con el carcter del suelo y especies y variedades de vegetacin.Evapotranspiracin Potencial (ETP): mxima evapotranspiracin posible que se da en condiciones favorables cuando el suelo est bien provisto de agua, prcticamente a capacidad de campo y tapizado por una vegetacin cubierta vegetal densa, pareja y de poca altura.Evaporacin Potencial (EP): es cuando toda la superficie evaporante se encuentra cubierta de agua y por consiguiente a saturacin. La evaporacin del agua depende entonces de los aportes energticos y los factores del clima, representando las posibilidades mximas de evaporacin para las condiciones climticas dadas. Con excepcin de superficies de agua libre, ste caso se puede encontrar en condiciones naturales durante perodos relativamente cortos como por ejemplo la evaporacin del agua depositada sobre las hojas, luego de una lluvia, un fuerte roco o riego por aspersin. Evapotranspiracin Real (ETR): Es la cantidad de agua realmente evapotranspirada por la superficie evaporante. Es muy variable y depende fundamentalmente de: a) las condiciones climticas, en particular del balance de radiacin y del viento; b) la mayor o menor disponibilidad de agua en la superficie, influyendo la resistencia a la transferencia de vapor de agua hacia la atmsfera; c) la caracterstica de la parte area de la cobertura vegetal, como ser extensin, altura, disposicin de la superficie evaporante (por ej. hojas) en el espacio. Es evidente que la evapotranspiracin real est estrechamente vinculada con las condiciones naturales de humedad disponible y las condiciones reales del medio. Siempre la evapotranspiracin potencial es el lmite superior de la evapotranspiracin real.2.6 Metodo de ThornthwaiteLos clculos de Thornthwaite se basan en determinar la evapotranspiracin en funcin de la latitud (representativa de la extensin de horas-sol por da) y la temperatura media. La relacin entre temperatura media mensual y el potencial de evapotranspiracin.La frmula de Thornthwaite se basa en la temperatura y en la latitud determinando que esta ltima constituye un buen ndice de la energa en un lugar especfico. Estima la evapotranspiracin potencial a partir de la media mensual de las temperaturas medias diarias del aire, con el que calcula un ndice de calor anual, a partir de la expresini = (t/5)1,514que le permite obtener un valor para el ndice de calor anual (I), siendo I = i, siendo i la suma de los doce ndices mensuales del ao considerado. Para meses tericos de 30 das, con 12 horas diarias de sol, formula la siguiente expresin: = 16(10 t/I)asiendo: = evapotranspiracin potencial media en mm/dat = temperatura media diaria del mes en CI = ndice de calor anual (I = i)a = 675.10-9I3-771.10-7I2+1972.10-5I+0,49239La frmula de Thornthwaite tiene en cuenta la duracin real del mes y el nmero mximo de horas de sol, segn la latitud del lugar, y llega a la expresin ETP = K . donde:ETP = evapotranspiracin potencial (mm/mes)K = N/12 * d/30 * dN = nmero mximo de horas de sol, segn la latitudd = nmero de das del mes = valor obtenido de la frmula = 16(10 t/I)aPara el clculo, los valores de i que da la frmula i = (t/5)1,514estn tabulados y los valores de , en funcin de I y t, segn la frmula = 16(10 t/I)aLa evapotranspiracin potencia no ajustada se corrige por la duracin real del da en horas y los das del mes y se obtiene la evapotranspiracin potencial ajustada.La principal ventaja es que usa datos climatolgicos accesibles. Da buenos resultados en zonas hmedas y con vegetacin abundante, pero los errores aumentan en zonas ridas o semiridas.Entre las crticas que pueden hacerse a ste mtodo estn:La temperatura no es un buen indicador de la energa disponible para la evapotranspiracin. - La temperatura del aire respecto a la temperatura de radiacin puede ser diferente. - La evaporacin puede cesar cuando la temperatura promedio desciende de cero grados centgrados, lo cual es falso. - El viento puede ser un factor importante en algunas reas requirindose en ocasiones para ello, un factor de correccin.III. MATERIALES Y METODO3.1 MATERIALES Tabla dada para el mtodo Hojas Lpiz Borrador Calculadora Estacin a trabajar: Pichilingue Datos de temperatura3.2 METODO Protocolo ThornthwaiteE = 1,6 ((10 T)/I) a: 0,000000675 I3 0,0000771 I2 + 0,01792 I + 0,49239 I: _(i=1)^n=12 i: (( T)/5) Donde: E: evapotranspiracin. T: temperatura. I: ndice de eficiencia anual de la temperatura. a: coeficiente que depende del lugar y que est en funcin del ndice de eficiencia anual de temperatura. i: ndice de eficiencia mensual

MTODO DE THORNTHWAITE

ESTACIN: Pichilingue LATITUD: 1 06' 00" S CDIGO: M006 LONGITUD: 79 27' 42" WTIPO: AP (Agrometeorolgica) ALTITUD: 120 msnmPROPIETARIO: INAMHI PROVINCIA: 12

MesesT CiIaEVTP(cm/mes)EVTP(mm/mes)FCorrecinE. Ajustada(mm/mes) (EVTP x F)E. Ajustada(cm/mes) (EVTP x F)

Enero25,4811,770138,0053,27111,89118,931,056125,59412,56

Febrero25,6811,90712,19121,940,942114,87111,49

Marzo26,2112,28313,04130,401,040135,61713,56

Abril26,1812,26012,99129,881,008130,92313,09

Mayo25,6811,91112,20122,011,036126,40712,64

Junio24,4211,03510,35103,451,006104,07210,41

Julio23,8010,6189,5295,191,03698,6149,86

Agosto23,7810,6029,4994,891,03898,4969,85

Septiembre24,4811,07810,43104,341,008105,17010,52

Octubre24,7411,25310,79107,931,042112,45911,25

Noviembre25,0811,49211,29112,931,014114,51611,45

Diciembre25,5211,79611,95119,491,056126,18112,62

PRECIPITACIN 75% PROBABLE

ESTACIN: Pichilingue LATITUD: 1 6' 00" S CDIGO: M006 LONGITUD: 79 27' 42" WTIPO: AP (Agrometeorolgica) ALTITUD: 120 msnmPROPIETARIO: INAMHI PROVINCIA: 12

mAOS(y)PRECIPITACIN(mm/ao) (x)Fp (%)

119974942,52,273

219984790,96,818

319923086,011,364

420103032,1015,909

520022526,220,455

619992510,025,000

719932398,1029,545

819892234,2034,091

920082229,038,636

1020031998,9043,182

1119941940,3047,727

1220011868,1052,273

1319911855,056,818

1420001686,5061,364

1520061680,4065,909

1619951587,4070,455

1719961557,375,00

1820071540,979,545

1920041412,384,091

2019901401,888,636

2120091398,993,182

2220051253,297,727

Total48930,01100,0

IV. DISCUSION Y CONCLUSION4.1 DISCUSIONEl viento puede ser un factor importante en algunas reas requirindose en ocasiones para ello, un factor de correccin.4.2 CONCLUSIONLa temperatura no es un buen indicador de la energa disponible para la evapotranspiracin.La evaporacin puede cesar cuando la temperatura promedio desciende de cero grados centgrados, lo cual es falso.

V. BIBLIOGRAFIAhttp://www.miliarium.com/Proyectos/EstudiosHidrogeologicos/Anejos/Metodos_Determinacion_Evapotranspiracion/Metodos_Empiricos/MetodosEmpiricos.asp#Thornthwaitehttp://www.geologia.uson.mx/academicos/lvega/ARCHIVOS/ARCHIVOS/EVAP.htmhttp://bibliotecavirtual.unl.edu.ar:8180/tesis/bitstream/1/262/1/tesis.pdfhttp://www.buenastareas.com/ensayos/Metodos-Emp%C3%ADricos-Para-Calcular-La-Evapotranspiraci%C3%B3n/2985820.html