Evapotranspiración potencial

Archiu:Potential Evaporation in North America Through 2100.ogv La evapotranspiración potencial (ETP) o evaporament potencial (EP) és la cantitat d'aigua que un cultiu, sol o ecosistema determinat evaporaria i transpiraría si hi haguera suficient aigua disponible. Reflectix l'energia disponible per a evaporar o transpirar l'aigua, aixina com el vent disponible per a transportar el vapor d'aigua des del sol fins a l'atmòsfera inferior, alluntant-ho de la seua ubicació inicial. La evapotranspiración potencial s'expressa en térmens de profunditat d'aigua o percentage d'humitat del sol.

Si es considera que la evapotranspiración real (ETR) és el resultat net de la demanda atmosfèrica d'humitat d'una superfície i la capacitat de dita superfície per a suministrar-la, llavors la ETP és una mida del costat de la demanda (també denominada «demanda evaporativa»). Les temperatures de la superfície i de l'aire, la insolación i el vent influïxen en este fenomen. Una zona àrida és un lloc a on l'evaporament potencial anual supera les precipitacions anuals.

A sovint, el valor de la evapotranspiración potencial es calcula en una estació climàtica propenca sobre una superfície de referència, convencionalment en terrenys en vegetació de pastura curta (encara que açò pot variar d'una estació a una atra). Este valor es denomina evapotranspiración de referència (ET₀). Es diu que la evapotranspiración real és igual a la evapotranspiración potencial quan hi ha suficient aigua present. La evapotranspiración mai pot ser major que la evapotranspiración potencial, pero pot ser menor si no hi ha suficient aigua per a evaporar-se o si les plantes no poden transpirar de forma madura i fàcil. Alguns estats de EE. UU. utilisen un cultiu de referència de alfalfa de cobertura total de 0,5 m d'altura, en lloc de la referència general de pastura verda curta, pel major valor de ET de la referència de alfalfa.

La evapotranspiración potencial és major en estiu, en dies més rebujats i menys nuvolats, i quant més prop de l'equador, pels majors nivells de radiació solar que proporcionen l'energia (calor) necessària per a l'evaporament. La evapotranspiración potencial també és major en dies ventosos, ya que la humitat evaporada pot ser arrastrada ràpidament del sol o de la superfície vegetal ans que es precipite, lo que permet que es produïxca més evaporament per a ocupar el seu lloc.

Mides

Evapotranspiración potencial mensual estimada i evaporament medit en tanc per a dos ubicacions en Hawái: Fil i Pahala.

La evapotranspiración potencial sol medir-se de forma indirecta, a partir d'atres factors climàtics, pero també depén del tipo de superfície, com l'aigua lliure (en el cas de llac i oceans), el tipo de sol (quan este està nuet) i també la densitat i diversitat de la vegetació. A sovint, el valor de la evapotranspiración potencial es calcula en una estació climàtica propenca sobre una superfície de referència, generalment sobre pastura curta. Este valor es denomina evapotranspiración de referència i pot convertir-se en evapotranspiración potencial multiplicant-ho per un coeficient de superfície. En agricultura, açò es denomina coeficient de cultiu. La diferència entre la evapotranspiración potencial i la precipitació real s'utilisa en la programació del rec.

La evapotranspiración potencial mija anual se sol comparar en la precipitació mija anual, el símbol de la qual és P. La relació entre abdós, P/ETP, és l'índex de aridez. Un clima subtropical humit és una zona climàtica caracterisada per estius càlits i humits, i hiverns frets o templats. Les regions subárticas, entre 50° N i 70° N de latitut, tenen estius curts i templats i hiverns gèlits depenent dels climes locals. La precipitació i la evapotranspiración són baixes (en comparació a variants més càlides), i la vegetació és característica del bosc de coníferes o taiga.

Estimacions de l'evaporament potencial

Equació de Thornthwaite (1948)

___MATH_0___

A on

___MATH_1___ és la evapotranspiración potencial estimada (mm/més)

___MATH_2___ és la temperatura mija diària (en centígrats; si és negativa, s'utilisa 0) del més en qüestió

___MATH_3___ és el número de dies del més objecte del càlcul

___MATH_4___ és la duració mija del dia (en hores) del més que s'està calculant

___MATH_5___

___MATH_6___ és un índex de vergonya que depén en les 12 temperatures miges mensuals ___MATH_7___.

En publicacions posteriors (1955 i 1957) de C. W. Thornthwaite i Mather apareixen formes llaugerament modificades d'esta equació.

Equació de Penman (1948)

La equació de Penman descriu l'evaporament (I) d'una superfície d'aigua oberta i va ser desenrollada per Howard Penman en 1948. Per a predir I, l'equació de Penman requerix la temperatura mija diària, la velocitat del vent, la pressió atmosfèrica i la radiació solar. Se seguixen utilisant equacions hidrometeorológicas més senzilles quan no és pràctic obtindre dits senyes, per a obtindre resultats comparables en contexts específics, per eixemple, en climes humits front a climes àrits.

FAO 56 Equació de Penman-Monteith (1998)

La equació de Penman-Monteith refina les estimacions de evapotranspiración (ET) basades en senyes meteorològiques per a àrees de terra vegetada. Esta equació va ser desenrollada per la FAO per a obtindre la evapotranspiración potencial ET₀. Es considera àmpliament un dels models més precisos sobre estimacions.

___MATH_8___

ET ₀ = Evapotranspiración potencial, Volum d'aigua evapotranspirada (mm dia⁻¹)

Δ = Taxa de canvi de la humitat específica de saturació en la temperatura de l'aire. (Pa K⁻¹)

R _n = Irradiancia neta (MJ m⁻² dia⁻¹), la font externa de fluix d'energia

G = Fluix de calor del sol (MJ m⁻² dia⁻¹), generalment equivalent a zero en un dia

T = Temperatura de l'aire a 2 m d'altura (K)

o ₂ = Velocitat del vent a 2 m d'altura (ms⁻¹)

δ i = Dèficit de pressió de vapor (kPa)

γ = Constant psicrométrica ( &x3B3; ≈ 66 Pa K⁻¹)

N.B.: Els coeficients 0,408 i 900 no són adimensionales, sino que representen la conversió de valors d'energia a profunditats d'aigua equivalents: radiació [mm dia⁻¹] = 0,408 radiació [MJ m⁻² dia⁻¹].

Equació de Priestley-Taylor

La equació de Priestley-Taylor es va desenrollar com a substitut de l'equació de Penman-Monteith per a eliminar la dependència de les observacions. Per a Priestley-Taylor, solament es requerixen observacions de radiació (irradiancia). Açò es fa eliminant els térmens aerodinàmics de l'equació de Penman-Monteith i agregant un factor constant derivat empíricamente. ___MATH_9___ .

El concepte subjacent al model de Priestley-Taylor és que una massa d'aire que es mou sobre un àrea vegetada en abundant aigua se saturaria d'aigua. En estes condicions, la evapotranspiración real coincidiria en la taxa de evapotranspiración potencial de Penman. No obstant, les observacions varen revelar que l'evaporament real era 1,26 voltes major que l'evaporament potencial, i per lo tant, l'equació per a l'evaporament real es va obtindre prenent la evapotranspiración potencial i multiplicant-la per ___MATH_10___ Ací s'assumix que la vegetació té un suministrament abundant d'aigua (és dir, les plantes tenen un baix estrés hídric). S'estima que les àrees com les regions àrides en un alt estrés hídric tenen un major ___MATH_11___ valors.

L'hipòtesis de que una massa d'aire que es desplaça sobre una superfície vegetada en abundant aigua se satura ha segut qüestionada posteriorment. La part més baixa i turbulenta de l'atmòsfera, la capa llímit atmosfèrica, no és una caixa tancada, sino que transporta constantment aire sec procedent de les capes superiors de l'atmòsfera cap a la superfície. Ya que l'aigua s'evapora més fàcilment en una atmòsfera seca, la evapotranspiración aumenta. Açò explica el valor superior a l'unitat del paràmetro ___MATH_12___ de Priestley-Taylor. S'ha derivat l'equilibri adequat del sistema, en el qual intervenen les característiques de l'interfaç entre la capa llímit atmosfèrica i l'atmòsfera lliure suprayacente.