Evapotranspiración potencial

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

Si la evapotranspiración real (AET) ^{[ 1 ]} se considera 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 ). Las temperaturas de la superficie y del aire, la insolación y el viento influyen en esto. Una zona árida es un lugar donde la evaporación potencial anual supera la precipitación anual .

A menudo, se calcula un valor para la evapotranspiración potencial en una estación climática cercana sobre una superficie de referencia, generalmente en terrenos dominados por pasto corto (aunque esto puede variar de una estación a otra). Este valor se denomina evapotranspiración de referencia (ET₀ ₎ . Se dice que la evapotranspiración real es igual a la evapotranspiración potencial cuando hay suficiente agua disponible. 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 forma madura y eficiente. 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 . ^{[ 2 ]}

La evapotranspiración potencial es mayor en verano, en días más despejados y con menos nubes, y cerca del ecuador, debido a los mayores niveles de radiación solar que proporcionan la energía (calor) necesaria para la evaporación. La evapotranspiración potencial también es mayor en días ventosos, ya que la humedad evaporada se puede desplazar rápidamente del suelo o de la superficie vegetal antes de que precipite, lo que permite que una mayor evaporación ocupe su lugar.

La evapotranspiración potencial se suele medir 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 la densidad y diversidad de la vegetación . A menudo, se calcula un valor para la evapotranspiración potencial en una estación climática cercana sobre una superficie de referencia, generalmente 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, este coeficiente se denomina coeficiente de cultivo. La diferencia entre la evapotranspiración potencial y la precipitación real se utiliza en la planificación del riego .

La evapotranspiración potencial media anual se compara a menudo 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 templados. Las regiones subárticas, entre 50°N ^{[ 3 ]} y 70°N de latitud, tienen veranos cortos y templados e inviernos gélidos dependiendo de los climas locales. La precipitación y la evapotranspiración son bajas (en comparación con variantes más cálidas), y la vegetación es característica del bosque de coníferas/taiga.

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

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 promedio 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 12 temperaturas medias mensuales . ^{[ 4 ]}${\displaystyle T_{m_{i}}}$

En publicaciones posteriores (1955 y 1957) de CW Thornthwaite y Mather aparecen formas ligeramente modificadas de esta ecuación. ^{[ 5 ]}

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

La ecuación de Penman-Monteith refina las estimaciones de evapotranspiración (ET) basadas en datos meteorológicos para áreas de tierra vegetada. Esta ecuación fue desarrollada por la FAO para obtener la evapotranspiración potencial ET₀ _. [ ^{6 ] Se} considera ampliamente uno de los modelos más precisos en cuanto a estimaciones.

${\displaystyle ET_{0}={\frac {0.408\Delta (R_{n}-G)+{\frac {900}{T}}\gamma u_{2}\delta e}{\Delta +\gamma (1+0.34u_{2})}}}$

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 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 2 m de altura (K)

u ₂ = Velocidad del viento a 2 m de altura (ms ⁻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 adimensionales, sino que 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, solo se requieren observaciones de radiación (irradiancia). Esto se logra eliminando los términos aerodinámicos de la ecuación de Penman-Monteith y agregando un factor constante derivado empíricamente, . ${\displaystyle \alpha }$

El concepto subyacente al modelo de Priestley-Taylor es que una masa de aire que se mueve sobre un área vegetada 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, por lo que la ecuación para la evaporación real se obtuvo multiplicando la evapotranspiración potencial por . Aquí se asume que la vegetación tiene un suministro abundante de agua (es decir, las plantas tienen un bajo estrés hídrico). Se estima que áreas como las regiones áridas con alto estrés hídrico tienen valores más altos. ^{[ 7 ]}${\displaystyle \alpha }$${\displaystyle \alpha }$

La suposición de que una masa de aire que se mueve sobre una superficie vegetada con 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 transporta constantemente aire seco desde las capas superiores hacia la superficie. A medida que el agua se evapora más fácilmente en una atmósfera seca, la evapotranspiración aumenta. Esto explica el valor mayor que la unidad del parámetro de Priestley-Taylor . El equilibrio adecuado del sistema se ha derivado y tiene en cuenta las características de la interfaz entre la capa límite atmosférica y la atmósfera libre suprayacente. ^{[ 8 ] [ 9 ]}${\displaystyle \alpha }$

La evapotranspiración potencial depende en gran medida del déficit de presión de vapor y, por consiguiente, de la temperatura. ^{[ 10 ]} A medida que aumenta la temperatura global, tanto la humedad relativa como la evapotranspiración potencial aumentan con ella. Con el aumento de la temperatura, el aire adquiere mayor capacidad para retener humedad, según lo dicta la relación de Clausius-Clapeyron . En general, el clima presenta una mayor demanda de evaporación y/o transpiración de humedad en un planeta que se calienta.

La mayor capacidad del aire para retener humedad y la creciente demanda de la misma pueden provocar el secado de la vegetación y el suelo superficial (dependiendo de la humedad relativa del clima). Esto puede dar lugar a incendios forestales más numerosos e intensos en zonas áridas.

• Efectos del cambio climático en el ciclo del agua
• Evaporación
• Índice de sequía de demanda evaporativa
• vapor de agua
• Ciclo del agua
• Clasificación climática de Köppen
• déficit de presión de vapor

• Penman, HL (1948). "Evaporación natural de agua abierta, 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.

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