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Tecnología y Ciencias del Agua
, vol. VIII, núm. 3, mayo-junio de 2017, pp. 93-110
Segura-Castruita & Ortiz-Solorio,
Modelación de la evapotranspiración potencial mensual a partir de temperaturas máximas-mínimas y altitud
•
ISSN 2007-2422
Introducción
La evapotranspiración (
ET
) es la transmisión de
agua de la tierra a la atmósfera por procesos de
evaporación de la superficie del suelo y transpi-
ración de las plantas (Wang & Dickinson, 2012).
La
ET
es un fenómeno complejo que controla
el intercambio de masa y energía en el sistema
atmosférico global y se considera como una
herramienta útil para el monitoreo del cambio
de energía y transferencia de humedad del suelo
a la atmósfera, pues es gobernado por diversas
variables climáticas, como radiación, temperatu-
ra, velocidad del viento, humedad atmosférica
y su efecto en la humedad del suelo, y el albedo
(Chen, Liu, & Thomas, 2006; Kousari & Ahani,
2012). Dos conceptos relacionados con la
ET
son
la evapotranspiración real o de referencia (
ET
0
),
y la evapotranspiración potencial (
ETP
). La
ET
0
es definida como la cantidad de agua perdida
por el complejo suelo-planta en las condiciones
meteorológicas, edáficas y biológicas existentes;
mientras que la
ETP
es la máxima cantidad de
agua capaz de ser perdida por una capa con-
tinua de vegetación que cubre todo el terreno,
cuando la cantidad de agua suministrada al
suelo es ilimitada (Ortiz-Solorio, 2011). Aun
cuando se reconoce que estos conceptos son
diferentes, ambos indican cantidades máximas
de agua perdida en favor de la atmósfera; por
ello, en algunos estudios, han sido considerados
como equivalentes (McKenney & Rosenberg,
1993; Henríquez-Dole & Miner-Vega, 2014). La
estimación precisa de la
ETP
es importante para
asegurar el uso del agua con aplicaciones agrí-
colas y ecológicas, manejo de recursos naturales
y otras actividades de planeación (Villa-Nova,
Pereira, & Shock, 2007; Bates, Kundzewics, Wu,
& Palutikof, 2008; Suleiman & Hoogenboom,
2009). Existen diferentes ecuaciones empíri-
cas y teóricas para estimar el valor de la
ETP
bajo ciertas condiciones climáticas (El-Nashar
& Hussein, 2013), por ejemplo, los métodos
de Penman (
PN
) (Penman, 1948), Penman-
Monteith (
PM
) (Allen, Pereira, Raes, & Smith,
1998), y Hargreaves y Samani (
HS
) (1985), entre
otros. No obstante, la selección de la ecuación a
emplear depende de la disponibilidad de datos
climáticos en una región determinada y la preci-
sión requerida (El-Nashar & Hussein, 2013). En
este sentido, las ecuaciones de
PN
y
PM
se basan
en un balance de energía, siendo
PM
la más
utilizada y considerada como método estándar;
sin embargo, tienen la desventaja de requerir
parámetros específicos (radiación solar, tempe-
ratura del aire, humedad, presión de vapor y
velocidad del viento), que en muchas ocasiones
no se encuentran en estaciones meteorológicas
(
EM
) comunes, problema que se incrementa
en países en vías de desarrollo (Droogers &
Allen, 2002). Al respecto, la ecuación
HS
es una
alternativa cuando los datos son escasos, ya que
sus resultados se ajustan a los de
PM
(Trezza,
2008; Vásquez-Méndez, Ventura-Ramos, &
Acosta-Gallegos, 2011; De Melo & Fernandes,
2012; Moeletsi, Walker, & Hamandawana, 2013;
Chen
et al
., 2014). Para México, el método de
HS
se recomienda para estimaciones de
ETP
cuando
el método de
PN
no es aplicable por falta de da-
tos meteorológicos (Campos-Aranda, 2005). El
método de
HS
utiliza la temperatura media y la
amplitud estacional a partir de datos de tempe-
raturas máximas (
TX
) y mínimas (
TN
), además
de datos geográficos, como la latitud de las
EM
o del sitio de estudio, para la estimación de la
radiación extraterrestre (Hargreaves & Samani,
1985). Aunque, para la obtención de la radiación,
también pueden utilizarse mapas de radiación
solar incidente (Campos-Aranda, 2005), poco
comunes en México. Las
TX
y
TN
son trascen-
dentes en el modelo de
HS
, mientras que en el
modelo de
PN
son útiles en el cálculo del déficit
de vapor a saturación (Allen
et al
., 1998; Ortiz-
Solorio, 2011), lo cual resalta la importancia de
la temperatura en el comportamiento de la
ETP
.
Asimismo, diferentes investigadores han plan-
teado que la altitud (
AL
) influye en la
ETP
, pues
ésta tiende a disminuir cuando la
AL
aumenta
(Jaramillo-Robledo, 2006; Vega & Jara, 2009;
Henríquez-Dole & Miner-Vega, 2014), a conse-
cuencia del gradiente alto-térmico (Velázquez-
Ruiz, Martínez, & Carrillo-González, 2012), lo
