Evapotranspiración potencial

Esta animación muestra el aumento proyectado de la evaporación potencial en América del Norte hasta el año 2100, en relación con 1980, basándose en los resultados combinados de múltiples modelos climáticos .

La evapotranspiración potencial ( ETP ) o evaporación potencial ( EP ) es la cantidad de agua que se evaporaría y transpiraría en un cultivo , suelo o ecosistema específico si hubiera suficiente agua disponible. Es un reflejo de la energía disponible para evaporar o transpirar agua y del viento disponible para transportar el vapor de agua desde el suelo hasta la atmósfera inferior y lejos de la ubicación inicial. La evapotranspiración potencial se expresa en términos de profundidad de agua o porcentaje de humedad del suelo.

Si se considera que la evapotranspiración real es el resultado neto de la demanda atmosférica de humedad de una superficie y la capacidad de la superficie para suministrar humedad, entonces la PET es una medida del lado de la demanda (también llamada demanda evaporativa ). La temperatura de la superficie y del aire, la insolación y el viento afectan esto. Una zona seca es un lugar donde la evaporación potencial anual supera la precipitación anual .

A menudo, se calcula un valor de la evapotranspiración potencial en una estación climática cercana sobre una superficie de referencia, convencionalmente sobre terrenos dominados por pasto corto (aunque esto puede variar de una estación a otra). Este valor se denomina evapotranspiración de referencia (ET ₀ ). Se dice que la evapotranspiración real es igual a la evapotranspiración potencial cuando hay abundante agua presente. La evapotranspiración nunca puede ser mayor que la evapotranspiración potencial, pero puede ser menor si no hay suficiente agua para evaporar o si las plantas no pueden transpirar de manera madura y fácil. Algunos estados de EE. UU. utilizan un cultivo de referencia de alfalfa de cobertura total que tiene 0,5 m (1,6 pies) de altura, en lugar de la referencia general de pasto verde corto, debido al mayor valor de ET de la referencia de alfalfa . ^[1]

La evapotranspiración potencial es mayor en verano, en días más claros y menos nublados, y más cerca del ecuador, debido a los mayores niveles de radiación solar que proporciona la energía (calor) para la evaporación. La evapotranspiración potencial también es mayor en días ventosos porque la humedad evaporada puede ser rápidamente desplazada desde el suelo o la superficie de la planta antes de que precipite, lo que permite que más evaporación ocupe su lugar.

Medidas

Estimación mensual de la evapotranspiración potencial y medición de la evaporación en tanques para dos lugares de Hawái : Hilo y Pahala

La evapotranspiración potencial se mide generalmente de forma indirecta, a partir de otros factores climáticos, pero también depende del tipo de superficie, como el agua libre (para lagos y océanos), el tipo de suelo para el suelo desnudo, y también la densidad y diversidad de la vegetación . A menudo, se calcula un valor para la evapotranspiración potencial en una estación climática cercana en una superficie de referencia, convencionalmente en pasto corto. Este valor se denomina evapotranspiración de referencia y se puede convertir en evapotranspiración potencial multiplicándolo por un coeficiente de superficie. En agricultura, esto se llama coeficiente de cultivo. La diferencia entre la evapotranspiración potencial y la precipitación real se utiliza en la programación del riego .

La evapotranspiración potencial anual media se suele comparar con la precipitación media anual, cuyo símbolo es P . La relación entre ambas, P / PET , es el índice de aridez . Un clima subtropical húmedo es una zona climática con veranos cálidos y húmedos e inviernos fríos a suaves. Las regiones subárticas, entre 50°N ^[2] y 70°N de latitud, tienen veranos cortos y suaves e inviernos helados según los climas locales. La precipitación y la evapotranspiración son bajas (en comparación con las variantes más cálidas) y la vegetación es característica del bosque de coníferas/taiga.

Estimaciones de evaporación potencial

Ecuación de Thornthwaite (1948)

${\displaystyle PET=16\left({\frac {L}{12}}\right)\left({\frac {N}{30}}\right)\left({\frac {10T_{d}}{I}}\right)^{\alpha }}$Dónde

${\displaystyle PET}$es la evapotranspiración potencial estimada (mm/mes)

${\displaystyle T_{d}}$es la temperatura media diaria (grados Celsius; si es negativa, utilice ) del mes que se está calculando ${\displaystyle 0}$

${\displaystyle N}$es el número de días del mes que se está calculando

${\displaystyle L}$es la duración media del día (horas) del mes que se está calculando

${\displaystyle \alpha =(6.75\times 10^{-7})I^{3}-(7.71\times 10^{-5})I^{2}+(1.792\times 10^{-2})I+0.49239}$

${\displaystyle I=\sum _{i=1}^{12}\left({\frac {T_{m_{i}}}{5}}\right)^{1.514}}$es un índice de calor que depende de las temperaturas medias mensuales de 12 meses . ^[3] ${\displaystyle T_{m_{i}}}$

Formas algo modificadas de esta ecuación aparecen en publicaciones posteriores (1955 y 1957) de CW Thornthwaite y Mather. ^[4]

Ecuación de Penman (1948)

La ecuación de Penman describe la evaporación (E) de una superficie de agua abierta y fue desarrollada por Howard Penman en 1948. La ecuación de Penman requiere temperatura media diaria, velocidad del viento, presión del aire y radiación solar para predecir E. Se siguen utilizando ecuaciones hidrometeorológicas más simples cuando la obtención de dichos datos no es práctica, para dar resultados comparables en contextos específicos, por ejemplo, climas húmedos frente a áridos.

Ecuación de Penman-Monteith de la FAO 56 (1998)

La ecuación de Penman-Monteith perfecciona las estimaciones de evapotranspiración (ET) basadas en el clima de las áreas de tierra con vegetación. Esta ecuación fue derivada por la FAO para recuperar la evapotranspiración potencial _0. ^[5] Es ampliamente considerada como uno de los modelos más precisos en términos de estimaciones.

${\displaystyle ET_{o}={\frac {0.408\Delta (R_{n}-G)+{\frac {900}{T}}\gamma u_{2}\delta e}{\Delta +\gamma (1+0.34u_{2})}}}$

ET ₀ = Evapotranspiración potencial, Volumen de agua evapotranspirada (mm día ⁻¹ )

Δ = Tasa de cambio de la humedad específica de saturación con la temperatura del aire. (Pa K ⁻¹ )

R _{n =} Irradiancia neta (MJ m ⁻² día ⁻¹ ), la fuente externa del flujo de energía

G = Flujo de calor terrestre (MJ m ⁻² día ⁻¹ ), generalmente equivalente a cero en un día

T = Temperatura del aire a 2 m (K)

u_2 = Velocidad del viento a 2 m de altura (m ⁻¹ )

δ e = déficit de presión de vapor (kPa)

γ = Constante psicrométrica ( γ ≈ 66 Pa K ⁻¹ )

NB: Los coeficientes 0,408 y 900 no son apáticos, pero tienen en cuenta la conversión de valores de energía a profundidades de agua equivalentes: radiación [mm día ⁻¹ ] = 0,408 radiación [MJ m ⁻² día ⁻¹ ].

Ecuación de Priestley-Taylor

La ecuación de Priestley-Taylor se desarrolló como sustituto de la ecuación de Penman-Monteith para eliminar la dependencia de las observaciones. Para Priestley-Taylor, solo se requieren observaciones de radiación (irradiancia). Esto se hace eliminando los términos aerodinámicos de la ecuación de Penman-Monteith y agregando un factor constante derivado empíricamente, . ${\displaystyle \alpha }$

El concepto subyacente detrás del modelo Priestley-Taylor es que una masa de aire que se mueve sobre un área con vegetación y abundante agua se saturaría de agua. En estas condiciones, la evapotranspiración real coincidiría con la tasa de evapotranspiración potencial de Penman. Sin embargo, las observaciones revelaron que la evaporación real era 1,26 veces mayor que la evaporación potencial y, por lo tanto, la ecuación para la evaporación real se encontró tomando la evapotranspiración potencial y multiplicándola por . El supuesto aquí es para vegetación con un suministro abundante de agua (es decir, las plantas tienen bajo estrés hídrico). Se estima que áreas como las regiones áridas con alto estrés hídrico tienen valores más altos . ^[6] ${\displaystyle \alpha }$ ${\displaystyle \alpha }$

La suposición de que una masa de aire que se mueve sobre una superficie con vegetación y abundante agua se satura ha sido cuestionada más tarde. La parte más baja y turbulenta de la atmósfera, la capa límite atmosférica , no es una caja cerrada, sino que constantemente atrae aire seco desde las partes más altas de la atmósfera hacia la superficie. Como el agua se evapora más fácilmente en una atmósfera seca, la evapotranspiración aumenta. Esto explica el valor mayor que la unidad del parámetro Priestley-Taylor . Se ha derivado el equilibrio adecuado del sistema e involucra las características de la interfaz de la capa límite atmosférica y la atmósfera libre suprayacente. ^{[7] [8]} ${\displaystyle \alpha }$

Véase también

• Efectos del cambio climático en el ciclo del agua
• Evaporación
• Vapor de agua
• Ciclo del agua
• Clasificación climática de Köppen

Referencias

1. "Kimberly Research and Extension Center" (PDF) . extension.uidaho.edu . Archivado desde el original (PDF) el 4 de marzo de 2016 . Consultado el 4 de mayo de 2018 .
2. "Clima subtropical húmedo (Cfa) | SKYbrary Aviation Safety". skybrary.aero . Consultado el 19 de octubre de 2023 .
3. Thornthwaite, CW (1948). "Un enfoque hacia una clasificación racional del clima". Geographical Review . 38 (1): 55–94. doi :10.2307/210739. JSTOR  210739.
4. Black, Peter E. (2007). "Revisiting the Thornthwaite and Mather water balance". Revista de la Asociación Estadounidense de Recursos Hídricos . 43 (6): 1604–1605. Código Bibliográfico :2007JAWRA..43.1604B. doi :10.1111/j.1752-1688.2007.00132.x.
5. Allen, RG; Pereira, LS; Raes, D.; Smith, M. (1998). Evapotranspiración de los cultivos: directrices para calcular los requerimientos de agua de los cultivos. Documento de la FAO sobre riego y drenaje n.º 56. Roma (Italia): Organización de las Naciones Unidas para la Agricultura y la Alimentación. ISBN 92-5-104219-5. Consultado el 8 de octubre de 2007 .
6. ME Jensen, RD Burman y RG Allen, ed. (1990). Evapotranspiración y requerimiento de agua para riego . Manuales e informes de prácticas de ingeniería de la ASCE. Vol. 70. Nueva York, NY: Sociedad Estadounidense de Ingenieros Civiles . ISBN. 978-0-87262-763-5.
7. Culf, A. (1994). "Evaporación en equilibrio debajo de una capa límite convectiva creciente". Meteorología de la capa límite . 70 (1–2): 34–49. Bibcode :1994BoLMe..70...37C. doi :10.1007/BF00712522.
8. van Heerwaarden, CC; et al. (2009). "Interacciones entre el arrastre de aire seco, la evaporación superficial y el desarrollo de la capa límite convectiva". Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society . 135 (642): 1277–1291. Bibcode :2009QJRMS.135.1277V. doi :10.1002/qj.431.

• Penman, HL (1948). "Evaporación natural en aguas abiertas, suelo desnudo y pasto". Proc. R. Soc . A193 (1032). Londres, Reino Unido: 120–145. Bibcode :1948RSPSA.193..120P. doi : 10.1098/rspa.1948.0037 . PMID  18865817.
• Brutsaert, WH (1982). Evaporación en la atmósfera: teoría, historia y aplicaciones . Dordrecht, Holanda: D. Reidel. ISBN 90-277-1247-6.
• Bonan, Gordon (2002). Climatología ecológica . Cambridge, Reino Unido: CUP. ISBN 0-521-80476-0.

Enlaces externos

• ag.arizona.edu Mapa global de evaporación potencial.