Magnitudes meteorológicas, climatológicas y atmosféricas
La evapotranspiración se define como la pérdida de humedad de una superficie por evaporación directa junto con la pérdida de agua por transpiración de la vegetación. Se expresa en milímetros por unidad de tiempo.
Evaporación y transpiración
Dentro del intercambio constante de agua entre los océanos, los continentes y la atmósfera, la evaporación es el mecanismo por el cual el agua es devuelta a la atmósfera en forma de vapor; en su sentido más amplio, involucra también la evaporación de carácter biológico que es realizada por los vegetales, conocida comotranspiración y que constituye, según algunos la principal fracción de la evaporación total. Sin embargo, aunque los dos mecanismos son diferentes y se realizan independientemente no resulta fácil separarlos, pues ocurren por lo general de manera simultánea; de este hecho deriva la utilización del concepto más amplio deevapotranspiración que los engloba.
Ciclo hidrológico y balance energético
La evapotranspiración constituye un importante componente del ciclo y balance del agua. Se estima que un 70% del total de agua recibida por una zona (precipitación) es devuelta a la atmósfera a través del proceso, mientras que el 30% restante constituye la escorrentía superficial y subterránea. Junto con ser un componente del ciclo hidrológico, la evapotranspiración interviene en el balance calorífico y en la redistribución de energía mediante los traspasos que de ella se producen con los cambios de estado del agua, permitiendo así un equilibrio entre la energía recibida y la perdida. El conocimiento de las pérdidas de agua mediante el proceso permite tener un acercamiento a las disponibilidades del recurso y consecuentemente puede realizarse una mejor distribución y manejo del mismo.
Aplicación
En términos aplicados, quizás una de las más conocidas referencias al fenómeno venga de la climatología y de la consideración y utilidad de la evapotranspiración como un indicador de aridez de las distintas zonas, basado en un largo registro de observaciones de distintos elementos climáticos en un número suficiente de años. Sin embargo, donde la evapotranspiración ha ganado un lugar realmente importante es en la evaluación de los volúmenes de agua involucrados, que teniendo interés en sí mismos, son indispensables en las tareas de planificación y gestión de los recursos hídricos, en ciertos estudios medioambientales y en la cuantificación de las demandas hídricas de la vegetación, especialmente de los cultivos.
Evapotranspiración: definiciones y conceptos
Los factores que intervienen en el proceso de evapotranspiración son diversos, variables en el tiempo y en el espacio y se pueden agrupar en aquellos de ordenclimático, los relativos a la planta y los asociados al suelo.1 Esta diversidad de factores, por una parte, ha dado lugar a distintas orientaciones al abordar el complejo fenómeno y diferentes respuestas ante su estimación; ha favorecido, por otro lado, el desarrollo de una serie de conceptos tendientes a lograr una mayor precisión de ideas al referirse al fenómeno y surgen como un intento de considerar las distintas condiciones de clima, suelo y cultivo prevalecientes en el momento en que el fenómeno ocurre. Estas definiciones o conceptos, entre otros, son: uso consuntivo, evapotranspiración potencial, evapotranspiración de referencia o del cultivo de referencia, evapotranspiración real y cultivo de referencia.
Uso consuntivo o evapotranspiración
Los primeros estudios que abordaron el tema del riego hablaron de utilización consuntiva, cantidad de agua que se expresaba en metros cúbicos por hectárea regada. Luego, en 1941, la División de Riegos del Ministerio de Agricultura de los Estados Unidos y la Oficina Planificadora de Recursos Nacionales, definieron el concepto de uso consuntivo o evapotranspiración como “la suma de los volúmenes del agua utilizada para el crecimiento vegetativo de las plantas en una superficie dada, tanto en la transpiración como en la formación de tejidos vegetales y de la evaporada por el terreno adyacente ya sea proveniente de la nieve o de las precipitaciones caídas en un tiempo dado”.2 Más tarde, en 1952, H.F. Blaney y W.D. Criddle definieron “uso consumo o evapotranspiración” en términos muy similares a los anteriores como “la suma de los volúmenes de agua usados por el crecimiento vegetativo de una cierta área por conceptos de transpiración y formación de tejidos vegetales y evaporada desde el suelo adyacente, proveniente de la nieve o precipitación interceptada en el área en cualquier tiempo dado, dividido por la superficie del área”.3
Evapotranspiración potencial (ETP)
Existe acuerdo entre los diversos autores al definir la ETP, concepto introducido por Charles Thornthwaite en 1948, como la máxima cantidad de agua que puede evaporarse desde un suelo completamente cubierto de vegetación, que se desarrolla en óptimas condiciones, y en el supuesto caso de no existir limitaciones en la disponibilidad de agua.4 Según esta definición, la magnitud de la ETP está regulada solamente por las condiciones meteorológicas o climáticas, según el caso, del momento o período para el cual se realiza la estimación.
El concepto de ETP es ampliamente utilizado y desde su introducción ha tenido gran influencia en los estudios geográficos del clima mundial; de hecho su diferencia respecto de las precipitaciones (Pp-ETP) ha sido frecuentemente usada como un indicador de humedad o aridez climática. También ha influido sobre la investigaciónhidrológica5 y ha significado el mayor avance en las técnicas de estimación de la evapotranspiración.6
Evapotranspiración de referencia o evapotranspiración del cultivo de referencia (ETo)
La noción de ETo ha sido establecida para reducir las ambigüedades de interpretación a que da lugar el amplio concepto de evapotranspiración y para relacionarla de forma más directa con los requerimientos de agua de los cultivos. Es similar al de ETP, ya que igualmente depende exclusivamente de las condiciones climáticas, incluso en algunos estudios son considerados equivalentes,7 pero se diferencian en que la ETo es aplicada a un cultivo específico, estándar o de referencia, habitualmente gramíneas o alfalfa, de 8 a 15 cm de altura uniforme, de crecimiento activo, que cubre totalmente el suelo y que no se ve sometido a déficit hídrico.8 Es por lo anterior que en los últimos años está reemplazando al de ETP.
Evapotranspiración real, actual o efectiva (ETr)
No obstante las mayores precisiones alcanzadas con la incorporación de algunos de los conceptos anteriores, las condiciones establecidas por ellos no siempre se dan en la realidad, y aquella evapotranspiración que ocurre en la situación real en que se encuentra el cultivo en el campo, difiere de los límites máximos o potenciales establecidos. Para referirse a la cantidad de agua que efectivamente es utilizada por la evapotranspiración se debe utilizar el concepto de evapotranspiración actual o efectiva, o bien, más adecuadamente, el de evapotranspiración real.
La ETr es más difícil de calcular que la ETP o ETo, ya que además de las condiciones atmosféricas que influyen en la ETP o ETo, interviene la magnitud de las reservas de humedad del suelo y los requerimientos de los cultivos. Para determinarla se debe corregir la ETP o ETo con un factor Kc dependiente del nivel de humedad del suelo y de las características de cada cultivo.9
Coeficiente de cultivo (Kc)
Como puede desprenderse del apartado anterior, un coeficiente de cultivo, Kc, es un coeficiente de ajuste que permite calcular la ETr a partir de la ETP o ETo. Estos coeficientes dependen fundamentalmente de las características propias de cada cultivo, por tanto, son específicos para cada uno de ellos y dependen de su estado de desarrollo y de sus etapas fenológicas, por ello, son variables a lo largo del tiempo. Dependen también de las características del suelo y su humedad,10 así como de las prácticas agrícolas y del riego.11
Se hace alusión a estos Kc en numerosas publicaciones, puesto que permiten conocer la ETr a partir de la ETP o ETo evitando el uso de métodos más precisos, pero de más difícil aplicación. Pueden encontrarse en literatura especializada o bien derivarse de acuerdo a los lineamientos establecidos por la FAO.
La evapotranspiración se produce a través de la evaporación del agua presente en la superficie terrestre, junto con la que está en mares, ríos y lagos y la que procede también de la tierra, incluyendo la transpiración de los seres vivos, en especial de las plantas. Como resultado de este proceso se determina la formación de vapor atmosférico, que, al llegar a las condiciones de condensación, retorna en parte a la superficie en forma de precipitación líquida o sólida.
Por tanto la evapotranspiración es la consideración conjunta de los procesos de evaporación y transpiración. La diferencia entre estos dos conceptos está en la participación de los seres vivos en el segundo, que es el proceso físico a través del cual sus superficies pierden agua a la atmósfera mediante el proceso de transpiración. Su inclusión en un concepto único con la transpiración se debe a la dificultad de medirlos por separado. Por tanto la evapotranspiración se produce desde:
- La evaporación del agua transpirada por los seres vivos.
- La superficie del suelo y de la vegetación inmediatamente después de la precipitación.
- La superficie de la hidrosfera: ríos, lagos, embalses, océanos.
- Elsuelo,pudiendotratarsedeaguarecientementeinfiltradaodeaguaqueseacerca de nuevo a la superficie después de un largo recorrido a través del subsuelo.
La evapotranspiración depende de:
- El poder evaporante de la atmósfera: de la radiación solar, de la temperatura, de la humedad y del viento.
- De la salinidad del agua.
- Del grado de humedad del suelo.
- Del tipo de planta.
- Evapotranspiración (ET)
En condiciones naturales evaporación y transpiración son fenómenos interdependientes. El concepto de Evapotranspiración se introdujo debido a la dificultad de discriminar evaporación y transpiración.
La importancia cuantitativa de este proceso es muy grande. Como promedio global, el 57% de la precipitación anual es devuelta a la atmósfera por evapotranspiración alcanzando del 90% y hasta del 100% en zonas áridas y desiérticas. Las cantidades de agua que por este proceso vuelven a la atmósfera y la energía necesaria para ello, alcanzan cifras realmente notables. En un día cálido, es frecuente que en algunas zonas los valores de evapotranspiración oscilen entre 3-4 mm/día, lo que viene a equivaler a 30-40 Tm/Ha/día, requiriendo una energía del orden de 18-24M de KCal.
La evapotranspiración tiene gran importancia, especialmente respecto al total de agua recibida por una zona, que muy frecuentemente, es del orden del 70% de ésta, llegando en algunos lugares al 90%. En la España peninsular, las pérdidas totales por evapotranspiración son unas 3 veces superiores a las pérdidas al mar por los ríos.
- Concepto
Evapotranspiración es el resultado del proceso por el cual, el agua cambia de estado líquido a gaseoso, y directamente, o a través de las plantas, vuelve a la atmósfera en forma de vapor.
El término sólo es aplicable correctamente a una determinada área de terreno cubierta por vegetación. Ante la ausencia de vegetación, sólo se puede hablar de evaporación.
La evapotranspiración (ET) es el proceso por el cual el agua es transferida desde la superficie terrestre hacia la atmósfera. Incluye tanto la evaporación de agua en forma sólida como líquida directamente del suelo o desde las superficies vegetales vivas o muertas (rocío, escarcha, lluvia interceptada por la vegetación), como las pérdidas de agua a través de las superficies vegetales, particularmente las hojas.
La evapotranspiración constituye la transferencia total de agua desde una superficie vegetada a la atmósfera.
La evapotranspiración depende, entre otros, de dos factores muy variables y difíciles de medir: el contenido de humedad de suelo y el desarrollo vegetal de la planta. Por esta razón Thornthwaite (1948) introdujo el término de evapotranspiración potencial o pérdidas por evapotranspiración, en el doble supuesto de un desarrollo vegetal óptimo y una capacidad de campo permanentemente completa.
En torno al concepto de evapotranspiración, existen algunos términos a tener en cuenta:
La evapotranspiración es un componente fundamental del balance hidrológico y un factor clave en la interacción entre la superficie terrestre y la atmósfera. Su cuantificación se hace necesaria en contextos tan diferentes como la producción vegetal, la planificación y la gestión de recursos hídricos o estudios ambientales y ecológicos.
- Unidades
La unidad más usual para expresar las pérdidas por evapotranspiración es, el mm de altura de agua, lo que equivale a 10 m3/Ha. La medida siempre se refiere a un determinado intervalo de tiempo.
El término Evapotranspiración Potencial (ETP) fue acuñado por primera vez y de forma independiente por Penman (1948) y Thornthwaite (1948) en un intento de optimizar el contenido en el suelo y en el desarrollo vegetal. Definieron ETP como la tasa máxima de evaporación de una superficie completamente sombreada por un cultivo verde, sin limitación en el suministro hídrico.
La ETP sería la evaporación que se produciría si la humedad del suelo y la cobertera vegetal estuvieran en condiciones óptimas.
Pero como la definición de ETP resultaba poco útil, desde el punto de vista de su aplicación, dando lugar a interpretaciones diversas, se desarrolló a nivel agronómico el concepto de Evapotranspiración de referencia (ETr), llegándose a la conclusión que para obtener valores razonables de ETP, la cubierta vegetal debería quedar explícita en la definición de ETP.
Se desarrollaron dos definiciones de ETP según el cultivo de referencia:
- ETP sobre gramíneas (ETo). Desarrollada por Doorembos y Pruitt (1977) para la FAO.
- ETP sobre alfafa. Desarrollada por Jensen et al (1971).La ETP que da la alfafa es diferente a la de las gramíneas, ya que ésta desarrolla una superficie aerodinámicamente más rugosa que las gramíneas.
Como la definición de ERr seguía sin dar lugar a un auténtico método estándar, Smith et al. (1990) propusieron una nueva definición basada en la combinación de la ecuación de Penman-Monteith, según la cual la ET de referencia (ETo) sería la tasa de ET de un cultivo hipotético con valores fijos de altura (12 cm), resistencia de la cubierta vegetal (70 s/m) y albedo (0,23), que representa la ET de una superficie extensa cubierta de gramíneas verdes, de altura uniforme y crecimiento activo, que cubre totalmente el terreno y no padece de falta de agua.
Una vez conocido la evapotranspiración de referencia (ETr) de un cultivo o región, ésta se multiplica por un factor corrector específico, denominado coeficiente de cultivo, obteniéndose así la ETP de un cultivo concreto.
- EVAPOTRANSPIRACIÓN REAL (suelo)
Es la evapotranspiración real que se produce en las condiciones reales existentes.
El método más conocido es el de Penman-Monteith (1965) derivado de la ecuación de combinación. Combina la ecuación del balance de energía y los gradientes de humedad, temperatura y velocidad del viento. Con ella se elimina la necesidad de medidas en la superficie evaporante y medidas a diversas alturas sobre la superficie como requieren los métodos del "gradiente" y del "perfil del viento" respectivamente, como se venía haciendo hasta la introducción de esta ecuación. Combina información meteorológica y fisiológica y asume que las copas vegetales pueden asimilarse a una superficie uniforme como una única fuente de evaporación (big-leaf), lo que supone una considerable simplificación de la realidad, particularmente cuando se aplica a cubiertas estratificadas (multicapas) o con distintas superficies evaporantes (multifuentes).
La distribución dispersa y agrupada en mosaicos de vegetación típica de regiones semiáridas constituye un ejemplo de dónde no se satisface la fórmula de Penman-Monteith, por lo que trabajos posteriores extendieron el modelo a dos o más fuentes. La interacción entre fuentes se estudia como combinación de resistencias en serie y paralelo hasta una altura de referencia, por encima de la vegetación donde los efectos de la heterogeneidad espacial ya no son perceptibles.
En general, los modelos que toman de partida la ecuación de combinación, se basan en la teoría de la difusión turbulenta (teoría de la K, K-Theroy), para describir los flujos de calor, vapor de agua y momento a través de las copas. El uso de esta teoría para vegetación dispersa ha sido cuestionado tanto desde el punto de vista teórico como observacional., ya que asume que la longitud característica de los remolinos dominantes sea menor que la distancia sobre la cual los gradientes cambian apreciablemente. Esto no siempre ocurre en los rodales de vegetación dispersa.
Otras aproximaciones son los modelos que describen el sistema físico formado por el conjunto suelo-planta-atmósfera (SVAT) en un perfil unidimensional desde una profundidad de suelo determinada hasta la copa vegetal. El sistema considera tanto los flujos de agua como de energía y establece que el suelo y la vegetación actúan como almacén de agua que se llena y vacía por diferentes entradas y salidas. Los flujos están regulados por unos gradientes de concentración y unas resistencias. Se establecen diferentes capas, tanto en suelo como en vegetación, siendo este uno de los aspectos que diferencia distintos modelos SVAT, siendo más complejos cuanto mayor sea el número de capas considerado. Los mayores esfuerzos de estas aproximaciones radican en: el esfuerzo que supone la parametrización sobre todo en suelo; la no consideración de la variabilidad espacial; y las premisas de condiciones de estado estacionario entre suelo y vegetación.
Diferentes trabajos han demostrado que las predicciones de ET obtenidas con modelos tipo SVAT no son significativamente diferentes de las obtenidas por modelos basados en la ecuación de combinación, por lo que la teoría de la K, sigue siendo ampliamente aceptada.
El gradiente adiabático es la variación de temperatura que experimentan las masas de aire en movimiento vertical. En condiciones promedio disminuye 6,5 °C por cada 1000 m (-0,65 °C/100m). Sin embargo la humedad afecta este gradiente.
Si no se produce condensación en la masa de aire se denomina seco, y es de -10 °C aproximadamente por cada 1000m de elevación (-1 °C/100m). Cuando se condensa el vapor de agua (gradiente adiabático saturado) es de aproximadamente 5,5 °C por cada 1000 m (-0,55 °C/100m). En el aire saturado la liberación de calor latente de condensación le contrarresta 5,5 °C al proceso.
En conclusión, bajo una atmósfera seca (no saturada) el cambio de la temperatura respecto a la altura está dado por el gradiente adiabático seco GAS. Mientras que superado el punto de rocío, en una atmósfera húmeda o nublosa (saturada) estará dado por el gradiente adiabático húmedo GAH, aunque en ambos casos la temperatura baja al aumentar la altura hasta el punto de inversión térmica.
| GRADIENTES ADIABÁTICOS
Cuando el aire asciende en la atmósfera, se desplaza de una zona de mayor presión a otra de menor presión , debido a ésto el aire se expande y se va enfriando. La temperatura del aire desciende en la troposfera hasta los -50ºC debido a una disminución de la presión, de la densidad del aire y el menor efecto de la gravedad.
La disminución de la presión en la troposfera es constante, así que el enfriamiento también. Cuando el aire desciende se comprime y aumenta la temperatura.
Cualquier proceso en el que al aire ni se le comunica ni se le quita calor se llama un proceso adiabático. Por el contrario, se llaman no adiabáticos aquellos procesos en los que se comunica o se quita calor.
El proceso de enfriamiento y calentamiento por los movimientos ascendentes o descendentes es un proceso adiabático, es decir no existe un intercambio de calor con el medio ambiente exterior; el calor es constante, no hay ni ganancia ni pérdida de calor. Lo que existe es una expansión o compresión de los gases. El aire es mal conductor térmico y los movimientos se producen con rapidez.
En las proximidades de la superficie de la Tierra los procesos no adiabáticos son muy frecuentes porque el aire intercambia calor fácilmente con la superficie que tiene debajo.
En los niveles altos, como el aire está alejado de las fuentes de calor se producen procesos adiabáticos.
La variación de temperatura que experimenta una masa de aire en movimiento vertical, a calor constante se llama gradiente adiabático. Se representa mediante una serie de diagramas de temperatura denominados curvas de evolución.
Si el aire no está saturado y no se suministra calor, diremos que el proceso es adiabático seco, y los cambios de temperatura se deben por completo a expansiones o contracciones.
Dicha variación se estima en 1ºC cada 100 m y se denomina gradiente adiabático seco (GAS). Teniendo en cuenta el principio físico por el cual una masa de aire aumenta su temperatura si es comprimida, en tanto que si se expande, disminuye: la masa de aire en elevación se expande debido a que la presión que soporta es menor con la altura; por tanto, su temperatura también desciende debido a que la fricción de las moléculas de aire es menor, no hay que olvidar que no hay intercambio de calor, la disminución de la temperatura durante el ascenso se debe al efecto de una menor presión.
El descenso en la práctica es menor de 1ºC, debido al contacto al subir y a las turbulencias, siendo en realidad 0,65ºC cada 100 m., a este descenso real se denomina gradiente térmico vertical de la atmósfera (GVT).
A medida que se asciende la humedad relativa del aire va aumentando hasta alcanzar el punto de rocío; esto produce la condensación del vapor y la liberación del vapor latente de vaporización, lo que hace disminuir el ritmo de descenso de la temperatura de 0,3 ºC , 0,6º C /100 m. Esto se explica porque el paso de gas a líquido es una reacción que libera calor, se refuerza su flotabilidad o velocidad de ascenso, pero disminuye su ritmo de enfriamiento. El gradiente que se da con fenómenos de condensación es lo que se llama gradiente adiabático húmedo (GAH) o saturado, el cual no tiene un valor constante, ya que varía con la temperatura.
El aire, cuando se enfría, comienza siguiendo el gradiente adiabático seco, y cuando llega al punto de rocío o punto de condensación, sigue el enfriamiento según el gradiente adiabático húmedo.
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