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.
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 suelo desnudo 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.
Dónde
es la evapotranspiración potencial estimada (mm/mes)
es la temperatura diaria promedio (grados Celsius; si es negativa, use ) del mes que se está calculando
es el número de días del mes que se está calculando
es la duración promedio del día (horas) del mes que se calcula
es un índice de calor que depende de las temperaturas medias de 12 meses . [3]
En publicaciones posteriores (1955 y 1957) de Thornthwaite y Mather aparecen formas algo modificadas de esta ecuación. [4]
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.
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.
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 ].
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, .
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]
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]