Evapotranspiración potencial

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

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

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

A menudo se calcula un valor de la evapotranspiración potencial en una estación climática cercana sobre una superficie de referencia, convencionalmente en terrenos dominados por pasto corto (aunque esto puede diferir 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 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 de 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 el verano, en días más despejados y menos nublados, y más cerca del ecuador, debido a los niveles más altos de radiación solar que proporciona la energía (calor) para la evaporación. La evapotranspiración potencial también es mayor en los días ventosos porque la humedad evaporada puede eliminarse rápidamente del suelo o de la superficie de la planta antes de que precipite, permitiendo que más evaporación ocupe su lugar.

Mediciones

Evapotranspiración potencial estimada mensualmente y evaporación del recipiente medida para dos ubicaciones en Hawaii , Hilo y Pahala

La evapotranspiración potencial suele medirse indirectamente, 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 suelos desnudos y también la densidad y diversidad de la vegetación . A menudo se calcula un valor de la evapotranspiración potencial en una estación climática cercana sobre una superficie de referencia, normalmente sobre hierba corta. 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 promedio a menudo se compara con la precipitación anual promedio, cuyo símbolo es P. La relación de ambos, P / PET , es el índice de aridez . Un clima subtropical húmedo es una zona de clima con veranos calurosos y húmedos e inviernos fríos a suaves. Las regiones subárticas, entre los 50°N ^[2] y los 70°N de latitud, tienen veranos cortos y suaves e inviernos helados, dependiendo del clima local. 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 diaria promedio (grados Celsius; si es negativa, use ) 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 promedio del día (horas) del mes que se calcula

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

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

En publicaciones posteriores (1955 y 1957) de Thornthwaite y Mather aparecen formas algo modificadas de esta ecuación.^[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 la temperatura media diaria, la velocidad del viento, la presión del aire y la radiación solar para predecir E. Se siguen utilizando ecuaciones hidrometeorológicas más simples. cuando la obtención de dichos datos no sea práctica, para dar resultados comparables dentro de contextos específicos, por ejemplo, climas húmedos versus áridos.

FAO 56 Ecuación de Penman-Monteith (1998)

La ecuación de Penman-Monteith refina las estimaciones de evapotranspiración (ET) basadas en el clima de áreas terrestres con vegetación. Luego, la FAO derivó esta ecuación para recuperar la evapotranspiración potencial ₀ . ^[5] Es ampliamente considerado 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 evapotranspirado (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 de flujo de energía

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

T = Temperatura del aire a 2m (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 carecen de unidades, pero representan 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, sólo 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 moviera sobre un área con vegetación con 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 abundante suministro 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 posteriormente. La parte más baja y turbulenta de la atmósfera, la capa límite atmosférica , no es una caja cerrada, sino que constantemente introduce aire seco desde lo más alto de la atmósfera hacia la superficie. A medida que el agua se evapora más fácilmente en una atmósfera seca, aumenta la evapotranspiración. Esto explica el valor mayor que la unidad del parámetro Priestley-Taylor . Se ha deducido el equilibrio adecuado del sistema e involucra las características de la interfaz de la capa límite atmosférica y la atmósfera libre suprayacente. ^{[7] [8]} ${\displaystyle \alpha }$

Ver también

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

Referencias

1. "Centro de Extensión e Investigación de Kimberly" (PDF) . extensión.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). "Una aproximación hacia una clasificación racional del clima". Revisión geográfica . 38 (1): 55–94. doi :10.2307/210739. JSTOR  210739.
4. Negro, Peter E. (2007). "Revisando el balance hídrico de Thornthwaite y Mather". Revista de la Asociación Estadounidense de Recursos Hídricos . 43 (6): 1604-1605. Código Bib : 2007JAWRA..43.1604B. doi :10.1111/j.1752-1688.2007.00132.x.
5. Allen, RG; Pereira, LS; Raes, D.; Smith, M. (1998). Evapotranspiración de cultivos: directrices para calcular las necesidades de agua de los cultivos. Documento de riego y drenaje de la FAO 56. Roma, Italia: Organización de las Naciones Unidas para la Alimentación y la Agricultura. ISBN 92-5-104219-5. Consultado el 8 de octubre de 2007 .
6. ME Jensen, RD Burman y RG Allen, ed. (1990). Evapotranspiración y Necesidades de Agua de 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 en crecimiento". Meteorología de capa límite . 70 (1–2): 34–49. Código Bib : 1994BoLMe..70...37C. doi :10.1007/BF00712522.
8. van Heerwaarden, CC; et al. (2009). "Interacciones entre el arrastre de aire seco, la evaporación de la superficie y el desarrollo de la capa límite convectiva". Revista trimestral de la Real Sociedad Meteorológica . 135 (642): 1277-1291. Código Bib : 2009QJRMS.135.1277V. doi :10.1002/qj.431.

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

enlaces externos

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