miniaturadeimagen|300x300px| Esta animación muestra el aumento proyectado de la evaporación potencial en Norteamérica hasta el año 2100, en comparación con 1980, según los resultados combinados de varios modelos climáticos. La evapotranspiración potencial (ETP) o evaporación potencial (EP) es la cantidad de agua que un cultivo, suelo o ecosistema determinado 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 se considera que la evapotranspiración real (ETR) es el resultado neto de la demanda atmosférica de humedad de una superficie y la capacidad de dicha superficie para suministrarla, entonces la ETP es una medida del lado de la demanda (también denominada «demanda evaporativa»). Las temperaturas de la superficie y del aire, la insolación y el viento influyen en este fenómeno. Una zona árida es un lugar donde la evaporación potencial anual supera las precipitaciones anuales.

A menudo, el valor de la evapotranspiración potencial se calcula en una estación climática cercana sobre una superficie de referencia, convencionalmente en terrenos con vegetación de 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 presente. La evapotranspiración nunca puede ser mayor que la evapotranspiración potencial, pero puede ser menor si no hay suficiente agua para evaporarse o si las plantas no pueden transpirar de forma madura y fácil. Algunos estados de EE. UU. utilizan un cultivo de referencia de alfalfa de cobertura total de 0,5 m de altura, en lugar de la referencia general de pasto verde corto, debido al mayor valor de ET de la referencia de alfalfa.

La evapotranspiración potencial es mayor en verano, en días más despejados y menos nublados, y cuanto más 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 puede ser arrastrada rápidamente del suelo o de la superficie vegetal antes de que se precipite, lo que permite que se produzca más evaporación para ocupar su lugar.

Medidas miniaturadeimagen|350x350px|Evapotranspiración potencial mensual estimada y evaporación medida en tanque para dos ubicaciones en Hawái: Hilo y Pahala. La evapotranspiración potencial suele medirse de forma indirecta, a partir de otros factores climáticos, pero también depende del tipo de superficie, como el agua libre (en el caso de lagos y océanos), el tipo de suelo (cuando este está desnudo) y también la densidad y diversidad de la vegetación. A menudo, el valor de la evapotranspiración potencial se calcula en una estación climática cercana sobre una superficie de referencia, generalmente sobre pasto corto. Este valor se denomina evapotranspiración de referencia y puede convertirse en evapotranspiración potencial multiplicándolo por un coeficiente de superficie. En agricultura, esto se denomina coeficiente de cultivo. La diferencia entre la evapotranspiración potencial y la precipitación real se utiliza en la programación del riego.

La evapotranspiración potencial media anual se suele comparar con la precipitación media anual, cuyo símbolo es P. La relación entre ambas, P/ETP, es el índice de aridez. Un clima subtropical húmedo es una zona climática caracterizada por veranos cálidos y húmedos, e inviernos fríos o templados. Las regiones subárticas, entre 50° N 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 o taiga.

Estimaciones de la evaporación potencial

Ecuación de Thornthwaite (1948)

Donde

es la evapotranspiración potencial estimada (mm/mes)

es la temperatura media diaria (en centígrados; si es negativa, se utiliza 0) del mes en cuestión

es el número de días del mes objeto del cálculo

es la duración media del día (en horas) del mes que se está calculando

es un índice de bochorno que depende en las 12 temperaturas medias mensuales .

En publicaciones posteriores (1955 y 1957) de C. W. Thornthwaite y Mather aparecen formas ligeramente modificadas de esta ecuación.

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. 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.

FAO 56 Ecuación de Penman-Monteith (1998) 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. Se considera ampliamente uno de los modelos más precisos en cuanto a estimaciones.

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)

N.B.: 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].

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. .

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, y por lo tanto, la ecuación para la evaporación real se obtuvo tomando la evapotranspiración potencial y multiplicándola 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 las áreas como las regiones áridas con un alto estrés hídrico tienen un mayor valores.

La hipótesis de que una masa de aire que se desplaza 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 procedente de las capas superiores de la atmósfera hacia la superficie. Dado que el agua se evapora más fácilmente en una atmósfera seca, la evapotranspiración aumenta. Esto explica el valor superior a la unidad del parámetro de Priestley-Taylor. Se ha derivado el equilibrio adecuado del sistema, en el cual intervienen las características de la interfaz entre la capa límite atmosférica y la atmósfera libre suprayacente.

Cambio climático y ETP La evapotranspiración potencial depende en gran medida del déficit de presión de vapor y, por consiguiente, de la temperatura. 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 ecuación de Clausius-Clapeyron. En general, el clima presenta una mayor necesidad de evaporar y/o transpirar humedad en un planeta en calentamiento.

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

Referencias

Bibliografía

Enlaces externos

ag.arizona.edu Mapa global de evaporación potencial. https://cultivaresargentinos.com/agroclima/ Herramienta para el cálculo de la evapotranspiración de referencia (ETo) y otras variables agrometeorológicas por el método Penman-Monteith, según FAO 56

Categoría:Climatología