Hidrologia
Evapotranspiração
Carlos Ruberto Fragoso Jr.
http://www.ctec.ufal.br/professor/crfj/
Marllus Gustavo Ferreira Passos das Neves
http://www.ctec.ufal.br/professor/mgn/
Ctec - Ufal
Evapotranspiração
• Conceito Geral
• Fatores que afetam a evapotranspiração
• Medição da evaporação
• Evaporação em lagos e reservatórios
• Estimativa da evapotranspiração
– Medição
– Cálculo
Conceito Geral - Evapotranspiração
Evaporação (E) – Taxa de conversão da água
líquida em vapor, água esta presente nos
oceanos, lagos, rios e solo
Transpiração (T) –
parte do total evaporado
para a atmosfera
proveniente do solo,
através das plantas
Definições
Vapor d’água  moléculas 10 vezes mais distantes
umas das outras que na fase líquida  Calor latente
de vaporização da água  Energia requerida para
separá-las
λ  2,501 0,002361 T
em MJ.kg-1
T  temperatura
na superfície da
água em ºC
Definições
Evaporação natural  trocas de moléculas de água
entre o ar e a superfície livre
E  diferença entre duas
taxas: taxa de vaporização
(função da temp.) e taxa de
condensação (determinada
pela pressão de vapor)
Diferença nula  ar saturado
(equilíbrio)
 17,27 T  em kPa
eS  0,6108 exp

 237,3 T 
T é a temperatura em ºC
Definições
Tão importante quando es é o seu gradiente
D = des/dT
4098 es
Δ
2
237,3 T 
em kPa.C-1
Calor sensível parte da energia radiante que
atinge a superfície da terra que não é
utilizada para E  aquece a atmosfera em
contato com o solo  movimento ascendente
H  fluxo de calor sensível (fluxo de calor por
unidade de área)
Transpiração no Sistema Solo Planta
Atmosfera
Evapotranspiração (ET)  Processo simultâneo de
transferência de água para a atmosfera através da
evaporação (E) e da transpiração (T).
ET  E  T
Potencial
(ETP)
Real (ETR)
Transpiração no sistema solo planta
atmosfera
Transpiração  das raízes às folhas, pelo sistema
condutor, pelo estabelecimento de um
gradiente de potencial desde o solo até o ar
proporcional à resistência ao fluxo da água na planta
Local de maior resistência
ao fluxo
O gradiente de tensão de vapor
de água também favorece o fluxo
Quanto mais seco estiver o ar
(menor umidade relativa), maior
será esse gradiente
Definições
ETP  Quant. de água transferida para a
atmosfera por E e T, em uma unidade de
tempo, de uma superfície extensa,
completamente coberta de vegetação de
porte baixo e bem suprida de água
(Penman,1956)
ETR  Quant. de água transferida para a
atmosfera por E e T, nas condições reais
(existentes) de fatores atmosféricos e
umidade do solo. A ETR é igual ou menor que a
evapotranspiração potencial (Gangopadhyaya
et al, 1968)
Fatores que afetam
• Radiação solar
•Umidade do ar
• Temperatura do ar
• Velocidade do vento
•Tipo de solo
• Vegetação (transpiração)
Radiação Solar
30%
70%
26%
19%
4%
ar
quente
51% + 19% = 70%
evaporação
Radiação Solar
 Radiação no topo da atmosfera (Stop)
a.Ssup
RL
Ssup
St (Ssup)  Radiação incidente
n

SSUP   as  bs    STOP
N

Stop
a  albedo
RL  SSUP  (1  α)
Radiação Solar
Radiação Solar
SSUP
n

  as  bs   STOP
N

MJ.m-2.dia-1
N  insolação máxima possível em horas
n  isolação medida em horas
a  fração de atinge a superfície em dias encobertos
(quando n=0)
b  fração de atinge a superfície em dias sem nuvens
(quando n = N)
Radiação Solar
• Quando não existem dados locais medidos que
permitam estimativas mais precisas, são
recomendados os valores de 0,25 e 0,50,
respectivamente, para os parâmetros as e bs;
• Quando a estação meteorológica dispõe de dados de
insolação, a equação acima é utilizada com n medido
e N estimado pela equação. Quando a estação dispõe
de dados de fração de cobertura, utiliza-se o valor
de n/N diretamente
Ln
para a
superfície
ondas longas para
a atmosfera
Radiação Solar
Ln  radiação líquida de ondas longas que deixa a
superfície terrestre
Ln  f  ε  σ  (T  273,2)
4
Radiação Solar
Ln  f  ε  σ  (T  273,2)
4
MJ.m-2.dia-1
f  fator de correção devido à cobertura de nuvens
T [ºC]  temperatura média do ar a 2 m do solo
  emissividade da superfícies
s  constante (σ = 4,903.10-9 MJ.m-2.ºK-4.dia-1)
Balanço por unidade de área
Fluxo de calor sensível
RL  Radiação líquida (ondas curtas)
Energia usada na
evaporação
 Arm. temp.
Ad  Adi  Ado
Perda associada com
o mov. do ar
Energia
absorvida por
processos
bioquímicos
 Calor transferido para o solo
por condução
Balanço por unidade de área
MJ.m-2.dia-1
RL
A  energia
disponível para calor
latente e para o calor
sensível
Geralmente
negligenciados
A = lE+H
A = RL – G – S – P - Ad
lE + H = RL – G – S – P - Ad
Geralmente 2% de RL
Balanço por unidade de área
Condução  principal mecanismo de transferência de
calor para o solo
Para flutuações diárias de temperatuta (prof. efetiva
de um solo típico igual a 0,18 m)
G  0,38 Td  T3d 
• Td é a temperatura do solo no dia que se deseja calcular a ET
• T3d é a temperatura do solo 3 dias antes
Por simplicidade, G pode ser considerado nulo
Temperatura
• Quanto maior a
temperatura, maior a
pressão de saturação
do vapor de água no
ar, isto é, maior a
capacidade do ar de
receber vapor
• Para cada 10oC, P0 é duplicada
Temperatura (oC)
P0 (atm)
0
10
20
30
0,0062 0,0125 0,0238 0,0431
Umidade do Ar
Umidade relativa (UR)  medida do conteúdo de vapor
de água do ar em relação ao conteúdo de vapor que o
ar teria se estivesse saturado
w
UR(%)  100 
ws
e
UR(%)  100
es
Onde
w  massa de vapor por massa de ar e ws é a massa de
vapor por massa de ar no ponto de saturação
e  pressão parcial de vapor no ar e es é pressão de
saturação
Vento
• Renova o ar em contato com a superfície que está
evaporando (superfície da água; superfície do solo;
superfície da folha da planta)
• Vento forte  turbulência maior  transferência
para regiões mais altas da atmosfera mais rápida 
umidade próxima à superfície menor  aumenta
taxa de E
Vento  remove ar úmido da superfície onde ocorre
ET  menos umidade  mais ET
Vegetação e solo
• A vegetação:
o Controla a transpiração
o Pode agir fechando os estômatos
o Busca a umidade de camadas profundas do solo
• Umidade do solo  uma das variáveis mais
importantes na transpiração
o Solo úmido  plantas transpiram livremente  taxa
de transpiração controlada pelas variáveis
atmosféricas
o Solo começa a secar  fluxo de transpiração começa
a diminuir
o Condições ideais de umidade do solo  ETP
o Condições reais de umidade do solo  ETR
• Solos arenosos úmidos tem evaporação maior do que
solos argilosos úmidos
Determinação da evaporação e da ET
Evaporação
Relação entre a evaporação e a pressão de
vapor, com a introdução do efeito do vento
Leva em conta a radiação solar: efetiva de ondas
curtas, efetiva de ondas longas, a energia de
evaporação, calor sensível por condução,
características aerodinâmicas  método de
Penman
Ajuste por regressão das variáveis envolvidas
Medida direta  tanque classe A, ...
Baseia-se na equação da continuidade do lago ou
reservatório
Evapotranspiração
Lisímetros e umidade do solo
ETP  Método de thornthwaite, método de
Blaney-Criddle. Para determinar ET 
ET = ETP .kc, onde kc  coeficiente de cultura
(determinado em lisímetros)
Baseados na variável meteorológica radiação.
Equação de Jesen e Haise, ...
Chamada de equação de Penman  adaptar o
cálculo da evaporação de superfícies livres
para a superfície de interesse  ETP
Para intervalos de tempo superiores a 1 semana
Evaporímetros  medição direta
• Tanque classe A
• Evaporímetro de Piché
Tanque Classe A
• O mais usado  forma circular com um diâmetro
de 121 cm e profundidade de 25,5 cm
• Construído em aço ou ferro galvanizado
• Pintado na cor alumínio
• Instalado numa plataforma
de madeira a 15 cm da
superfície do solo
• Permanecer com água
variando entre 5,0 e 7,5 cm
da borda superior
Tanque classe A
Tanque "Classe
A" – US
Weather Bureau
• O fator que relaciona a evaporação de um
reservatório e do tanque classe A oscila entre 0,6 e
0,8, sendo 0,7 o valor mais utilizado
Tanque classe A
Fonte : Sabesp
Tanque classe A
Tanque classe A
Tanque classe A
• manutenção da água entre as profundidades
recomendadas  evita erros de até 15%
• a água deve ser renovada  turbidez  evita erros
de até 5%
• as paredes sofrem com a influência da radiação e da
transferência de calor sensível  superestimação da
evaporação
• próximos a cultivos de elevada estatura 
subestimação da evaporação
Evaporímetro de Piché
Constituído por um tubo cilíndrico, de vidro
(≈ 30 cm) de comprimento e um 1 cm de
diâmetro, fechado na parte superior e
aberto na inferior
A extremidade inferior tapada, depois do
tubo estar cheio com água destilada, com
um disco de papel de feltro, de 3 cm de
diâmetro, que deve ser previamente
molhado com água
Este disco é fixo depois com uma mola. A
seguir, o tubo é preso por intermédio de
uma argola a um gancho situado no interior
do abrigo
Evaporímetro de Piché
• Piché é pouco confiável
Estimativa da evapotranspiração
• Medição (mais complicada)
• Cálculo
Lisímetros  medição direta
• Lisímetro
– Depósitos enterrados, abertos na parte
superior, preenchidos com solo e
vegetação característica
– Controle das variáveis:
•
•
•
•
•
Peso
Medir chuva
Coletar água percolada
Coletar água escoada
Superfície homogênea
Lisímetros  medição direta
Precipitação no solo  drenagem para o fundo do aparelho 
água é coletada e medida
O depósito é pesado diariamente, assim como a chuva e os
volumes escoados de forma superficial e que saem por orifícios
no fundo
ET calculada por balanço hídrico entre 2 dias subseqüentes
ET = P - Qs – Qb – ΔV
E  evapotranspiração
P  chuva (medida num pluviômetro)
Qs  escoamento superficial (medido)
Qb  é o escoamento subterrâneo (medido no fundo do tanque)
ΔV  variação de volume de água (medida pelo peso)
Lisímetros  medição direta
Lisímetros  medição direta
Lisímetros  medição direta
http://jararaca.ufsm.br/websites/matasulufsm/1ca53f95af2a6c15feea202899377cc9.htm
Mais Equações de cálculo da ET
• Usando a temperatura e a umidade do ar
• Usando a temperatura e a radiação solar
• Equações de Penmann (insolação,
temperatura, umidade relativa, velocidade
do vento)
Métodos baseados na
temperatura e radiação
• Jensen Haise, Turc, Grassi, Stephens –
Stewart, Makkink, Blaney-Morin, Hamon,
Hargreaves, Papadakis
• Estimação a partir da temperatura somente
é recomendada se não houver outra opção 
equação de Hargreaves provoca erros da
ordem de 10 a 15%  Blaney-Criddle diminui
estes erros
Cálculo da ETP  baseado na temperatura
Thornthwaite: empírica, caracterizada por um único
fator, a temperatura média. Foi desenvolvida para
climas temperados (inverno úmido e verão seco)
E = c.Ta
t = temperatura de cada mês ºC
T = temperatura média ºC
Blaney-Criddle: também utiliza a temperatura média e
horas do dia com insolação, para regiões semi-áridas
ETP=(0,457.T + 8,13).p
ET = ETP.kc
p = % luz diária
kc = é o coeficiente de cultura.
Cálculo da ETP  baseado na temperatura
Thornthwaite
10  T 
ET  16  

 I 
a
Para estimar evapotranspiração potencial mensal
T = temperatura média do mês (oC)
a = parâmetro que depende da região
I = índice de temperatura
 Tj 
I   
j1  5 
12
1,514
j  cada um dos 12 meses do ano
Tj  temperatura média de cada um dos 12
meses
a  6,75107  I3  7,71105  I2  1,792102  I  0,49239
Exemplo
Calcule a evapotranspiração
potencial mensal para o mês
de Agosto de 2006 em Porto
Alegre onde as temperaturas
médias mensais são dadas na
figura abaixo.
Suponha que a temperatura
média de agosto de 2006
tenha sido de 15,3°C
Mês
Temperatura
Janeiro
24,6
Fevereiro
24,8
Março
23,0
Abril
20,0
Maio
16,8
Junho
14,4
Julho
14,6
Agosto
15,3
Setembro
16,5
Outubro
17,5
Novembro
21,4
Dezembro
25,5
Exemplo
O primeiro é o cálculo do coeficiente I a partir das
temperaturas médias obtidas da tabela. O valor de I
é 96. A partir de I é possível obter a= 2,1. Com estes
coeficientes, a evapotranspiração potencial é:
10  16,5
E  16  

 96 
2,1
 53,1 mm/mês
Portanto, a evapotranspiração potencial estimada
para o mês de agosto de 2006 é de 53,1 mm/mês.
Equações combinadas
•
•
•
•
Penman  evaporação
Christiansen
Van Bavel
Penman - Monteith  ampliação de
Penman para
ETR de uma
superfície
vegetada
Penman
• Combina
– poder evaporante do ar (temperatura, umidade,
velocidade do vento)
– poder evaporante da radiação




e

e
s
d
 D  RL  G    A  c p 


 1
ra
E 


l  W
 rs 


D    1  


r
a 



Penman - Monteith
Analogia com a
resistência
elétrica
Penman + introdução de um fatores
de resistência que leva em
consideração o stress de umidade da
vegetação e do solo
Penman - Monteith
Toda a energia disponível para E é
acessível pela planta e o vapor d´água
se difunde contra
Resistência
aerodinâmica
Resistência
superficial
(estômatos)
Penman - Monteith
Resistência superficial da vegetação (rs)
Resistência estomática das folhas  resistência ao
fluxo de vapor por difusão molecular (solo-caulegalho-folhas (estômatos)
Diferente para os diversos tipos de plantas e depende
de variáveis ambientais
(umidade do solo,
temperatura do ar e radiação
recebida pela planta)
Estômatos abrem ou fecham
segundo a demanda por UR
(atmosfera) e umidade do
solo)
Penman - Monteith
Resistência superficial da vegetação (rs)
rs
 0,34  U2m
ra
Valores de referência (boas condições de umidade)
– Grama: rs = 69 s/m (ETP)
– Florestas superficiais: rs = 100 s/m
Resistência estomática das folhas  depende da
disponibilidade de água no solo  em condições
favoráveis  valores de resistência estomática e, em
consequência, os de rs mínimos
Penman - Monteith
Resistência aerodinâmica (ra)
Controla a taxa de transferência de vapor
d’água do solo (difusão turbulenta) 
inversamente proporcional ao vento e varia
com a altura da vegetação que cobre o solo
Penman - Monteith
Resistência aerodinâmica (ra)
2
6,25   10 
ra 
ln  para h  10 m
um,10   z0 
94
ra 
um,10
para h  10 m
h é a altura da vegetação em m
z0 é a rugosidade da superfície
Velocidade do vento a 10 m de altura (m/s)
Penman - Monteith
Resistência aerodinâmica (ra)
ra
Inversamente proporcional à altura dos
obstáculos enfrentados pelo vento, pois estes
que geram a turbulência
Penman - Monteith
Velocidade do vento a 10 m de altura
Estações climatológicas
normalmente dispõe de dados
de velocidade do vento
medidas a 2 m de altura. Para
converter estes dado a uma
altura de referência de 10
m é utilizada a equação ao lado
um,10
  10  
 ln  
z0  


 um,2
  2 
 ln  
  z 0  
• um,2 é a velocidade do vento a 2 m de altura em m/s
• z0 é a rugosidade da superfície
Penman - Monteith




e

e
s
d
 D  RL  G    A  c p 


 1
ra
E 


l  W
 rs 


D    1  


r
a 



E [m.s-1 ] taxade evaporaçãoda água;
l [MJ.kg-1 ] calor latentede vaporização;
λ  2,501 0,002361 T
D [kP a.C-1 ] taxade variaçãoda pressãode saturaçãodo vapor;
RL [MJ.m-2 .s -1 ] radiaçãolíquida na superfície; RL  SSUP  (1  α)
G [MJ.m-2 .s -1 ] fluxo de energia para o solo;
 A [kg.m-3 ] massa específicado ar;
W [kg.m-3 ] massa específicada água;
G  0,38  Td  T3d 
Penman - Monteith
MJ.m-2.dia-1
RL
A = lE+H
A = RL – G


 D  A   A  c p  es  ed  

 1
ra
E 


l  W
 rs 




D    1  


 ra 


A  energia
disponível para calor
latente e para o calor
sensível
Penman - Monteith
• Vegetação molhada (durante ou imediatamente
após uma chuva ou depois da irrigação) 
fonte do vapor de água não está dentro das
folhas  os estômatos não são mais efetivos
em restringir a evaporação  rs = 0
• Evaporação potencial  superfície extensa de
água livre  rs = 0

es  ed  

 D  A  A  cp 

ra
1


E


 l  W
D 




Relações
ETR = evapotranspiração depende da umidade do solo
ETP
ETR
Umidade do solo
Smx
Relações
Períodos de estiagem mais longos  ET retira
umidade do solo  ET diminui
A redução da ET não ocorre imediatamente
Para valores de umidade do solo entre a capacidade
de campo e um limite  ET não é afetada pela
umidade do solo
A partir deste limite  ET diminuída  mínimo
(normalmente zero)  no ponto de murcha
permanente
Neste ponto  rS atinge valores altíssimos
Penman - Monteith
C p [MJ.kg -1 .C -1 ] calor específicodo ar úm ido(C p  1,013.103 MJ.kg1 .C 1 );
es [kPa ] pressão de saturaçãodo vapor;
es [kPa ] pressão do vapor;

[kPa.C -1 ] constante psicrom étrica (   0,66);
rs
[ s.m-1 ] resistência superficial da vegetação;
ra
[ s.m-1 ] resistência aerodinâm o
ca;
rs
 0 ,34 U 2 m
ra
Penman - Monteith
PA
• Massa específica do ar ρ A  3,486 
275  T
PA é a pressão atmosférica em kPa
T é a temperatura do ar a 2m da superfície em ºC
• Massa específica do água
ρW  999,845259  6,793952 102 TW  9,09529 103 TW2
 1,001685 104 TW3  1,120083 106 TW4  6,536332 109 TW5
TW é a temperatura da água em ºC
Penman - Monteith
• Pressão de saturação do vapor (es)
 17,27  T 
eS  0,6108  exp

 237,3  T 
T é a temperatura do ar a 2m da superfície em ºC
• Pressão real de vapor de água no ar (ed)
UR
ed  eS 
100
UR é a umidade relativa do ar em %
Penman - Monteith
• Calor latente de vaporização (λ)
λ  2,501 0,002361 T
l em MJ.kg-1
T é a temperatura do ar a 2m da superfície em ºC
• Constante psicrométrica (γ)
γ  0,66 (constante)
• Taxa de variação da pressão de saturação
do vapor com a temperatura do ar (Δ)
4098  es
Δ
2
237,3  T 
T é a temperatura do ar a 2m
da superfície em ºC
Penman – Monteith  passos
1.
Obter o dia Juliano (J) para a data que se deseja
calcular a ET
2. Obter a latitude (f), em graus, do local que se
deseja calcular a ET
3. Calcular a declinação solar em radianos
 2π

  0,4093 sen
 J  1,405
 365

4. Calcular a distância relativa da terra ao sol (dr)
 2

dr  1  0,033 cos
J
 365 
Penman – Monteith  passos
5. Calcular o ângulo ao nascer do sol em radianos (ωs)
ωs  arccos tanf  tanδ
f é a latitude do local em radianos
 é declinação solar em radianos
6. Calcular a insolação máxima (N) para a localização
desejada
24
N
 ωs
π
Penman – Monteith  passos
7. Calcular a radiação solar que atinge o topo da
atmosfera (STOP), em MJ.m-2.dia-1
STOP  15,392 
W  l
1000
 dr  (s  sen f  sen   cosf  cos  sen s )
f é a latitude do local em radianos
 é declinação solar em radianos
ωs é o ângulo do sol ao nascer em radianos
Penman – Monteith  passos
• Radiação no topo da atmosfera (Stop)  função da
latitude, distância sol-terra e época do ano
Penman – Monteith  passos
8. Calcular a radiação solar que atinge o topo da
superfície (SSUP), em MJ.m-2.dia-1
SSUP
n

  as  bs   STOP
N

N  insolação máxima possível em horas
n  isolação medida em horas
a  fração de atinge a superfície em dias encobertos
(quando n=0)
b  fração de atinge a superfície em dias sem nuvens
(quando n = N)
Exercício
• Estime a evapotranspiração média, em mm/dia,
através da equação de Penman-Monteith para a cidade
de Maceió (posto Inmet Ufal), no sábado, dia
23/04/2011
Abrir planilha  Acessar http://www.inmet.gov.br/ 
observações  estações automáticas ou convencionais
 localizar a estação da Ufal no mapa  colocar a
latitude na planilha  clicar em dados  escolher data e
baixar os dados  podem ser colocados no Excel
Exercício
Dados meteorológicos
http://meteo.infospace.ru/main.htm
Dados meteorológicos
Balanço hídrico
• Método de estimativa simples com base nos dados
precipitação e vazão de uma bacia
• A equação da continuidade
S(t+1)=S(t) + (P –E - Q).Dt
• Desprezando a diferença entre S(t+1) – S(t)
Q= P- E
• Simplificação aceita para Dt longos como o um ano
ou sequência de anos
Balanço hídrico
• Exemplo:
Uma bacia (Rio Passo Fundo) com Precipitação média
1.941 mm e Vazão de 803 mm (valores médios de 10
anos).
A evaporação real é E= 1941 – 803 = 1137 mm
O coeficiente de escoamento é a relação entre Q/P
C = 803/1941 = 0,41
ou 41% da precipitação gera escoamento.
Conversão de unidades
mm/ano
m3/s
A = Área da bacia
Q = vazão
2
Q(mm/ano)

A(km
)
3
Q(m /s) 
 1000
3600 24  365
Evaporação em reservatórios
Reservatórios são criados para regularizar a
vazão dos rios, aumentando a disponibilidade
de água e de energia nos períodos de escassez
Entretanto, cria-se uma vasta superfície
líquida que disponibiliza água para evaporação,
o que pode ser considerado uma perda de água
e de energia
Evaporação em reservatórios
A evaporação da água em reservatórios 
estimada a partir de medições de tanques de
Classe A
Entretanto é necessário aplicar um
coeficiente de redução em relação às
medições de tanque  a água do reservatório
normalmente está mais fria do que a água do
tanque, que tem um volume pequeno e está
completamente exposta à radiação solar
Evaporação em reservatórios
Assim, para estimar a evaporação em
reservatórios e lagos costuma-se considerar
que esta tem um valor de aproximadamente
60 a 80% da evaporação medida em Tanque
Classe A na mesma região, isto é:
Elago  Etanque  Ft
Onde Ft tem valores entre 0,6 e 0,8.
Evaporação em lagos
e reservatórios
Reservatório de Sobradinho
área superficial de
4.214 km2
constituindo-se no maior
lago artificial do mundo,
está numa das regiões
mais secas do Brasil
Evaporação direta deste reservatório é estimada em 200 m3.s-1
 10% da vazão regularizada do rio São Francisco  Esta
perda é superior à vazão prevista para o projeto de
transpiração do rio São Francisco
Exercício
• Um rio cuja vazão média é de 34 m3/s foi represado
por uma barragem para geração de energia elétrica.
A área superficial do lago criado é de 5.000
hectares.
Medições de evaporação de um tanque classe A
correspondem a 1.500 mm por ano.
Qual é a nova vazão média a jusante da barragem
após a formação do lago?
Solução
2
E(mm/ano)

A(km
)
3
E(m /s) 
 1000
3600 24  365
E = 1.500 x 0,7 mm/ano
E = 1,66 m3/s
Q = 34 – 1,66 = 32,34 m3/s
Redução de 4,9 % da vazão
Exercício
• Deseja-se construir um reservatório em um rio,
cuja bacia possui uma área de 50 km2. A área de
inundação do reservatório é de 10 km2. Estime qual
deve ser a redução de vazão média disponível na
bacia. Considere que a evaporação potencial da
superfície da água é de 1.400 mm por ano. A
evaporação estimada por balanço hídrico antes da
construção do reservatório foi de 1.137 mm por ano.
Nestas mesmas condições, a vazão média era de 1,41
m3/s e a precipitação de 1.941 mm por ano.
Exercício
• ET após a construção
ET = (0,7.1.400.10 + 1.137.40)/50 = 1.105,6 mm/ano
• Q após a construção
Q = 1.941 - 1.105,6 = 835,4 mm/ano
• Redução de Q
Qantes = 1,41 m3/s
Qdepois = 835,4 mm/ano = 1,325 m3/s
Redução de 6,45%