La evapotranspiración es el proceso mediante el cual se transfiere agua desde la superficie terrestre (donde se encuentra en estado líquido) a la atmósfera (donde llega en estado gaseoso, vapor de agua), como resultado de la evaporación directa del agua del suelo y de la transpiración de las plantas (asociada a la fotosíntesis). Desde el punto de vista meteorológico, es un proceso muy importante que tiene un impacto crucial en otros fenómenos, como el desarrollo y formación de nubes, la convección o la evolución de la temperatura superficial, entre otros. Además, es un factor clave en procesos relacionados con otras disciplinas científicas, como la biología y ecología de las plantas, la hidrología o la agricultura.

En este apartado explicamos el proceso de la evapotranspiración con un experimento muy sencillo, idóneo para realizar a estudiantes de colegios o institutos. El experimento se realiza usando simplemente dos recipientes de vidrio (tipo ensaladera) y teniendo cerca dos superficies bien diferenciadas en el exterior (por ejemplo, un terreno con hierba/césped y otro con suelo urbano). Es mejor realizar el experimento durante días soleados, pues la actividad de las plantas es mayor (mejor incluso en verano). El vídeo del experimento se puede ver en la pestaña "Diseño", pero antes, conviene explicar brevemente algunos conceptos.

La radiación neta

La radiación neta hace referencia a la cantidad de energía disponible en la superficie como resultado de la interacción entre los diferentes flujos radiativos presentes: radiación de onda corta (SW, short wave en inglés) y radiación de onda larga (LW, long wave en inglés) (Figura 1).

Figura 1. Radiación neta, resultado de los flujos radiativos existentes en la superficie terrestre: flujos de onda corta (SW) y onda larga (LW), entrantes (flechas hacia abajo) y salientes (flechas hacia arriba).

Radiación de onda corta entrante (SW↓): hace referencia a la energía que llega a la superficie terrestre procedente de la emisión de la superficie del sol, que emite radiación electromagnética llamada “de onda corta”. Un poco más abajo explicaremos por qué se llama así…

Radiación de onda corta saliente (SW↑): se refiere a la cantidad de energía solar que es reflejada por la superficie, por lo tanto, será siempre una parte de la SW↓ y nunca mayor a ella. El cociente entre SW↑ y SW↓ se conoce como albedo, y es una propiedad que varía dependiendo del tipo de superficie que tengamos. Por ejemplo, las superficies con nieve reciente (muy blancas) reflejan mucha radiación solar, teniendo un albedo muy alto (SW↑ / SW↓ ~0.85), lo que significa que el 85% de la energía solar que llega a la superficie es reflejada (¡por eso tenemos que usar gafas de sol en la nieve!). Por otro lado, superficies dominadas por bosques de coníferas de color verde oscuro tienen un albedo de ~0.12, lo que significa que reflejan poca energía solar.

Radiación de onda larga entrante (LW↓): hace referencia a la energía que llega a la superficie procedente de la emisión de la propia atmósfera y las nubes, que emiten radiación electromagnética llamada “de onda larga” por sus propias temperaturas.

Radiación de onda larga saliente (LW↑): hace referencia a la energía que sale de la superficie debido a la propia temperatura de ésta.

Como has podido observar, a la energía solar se le llama de onda corta (ya sea la descendente directamente del sol o la que es reflejada por la superficie de la Tierra). Sin embargo, a la energía que emite la superficie de la Tierra hacia arriba o a la que emite la atmósfera (en este caso hacía abajo) se la denomina de “onda larga”. Esto es así por la ley de Planck y, específicamente, por la ley de desplazamiento de Wien, que establece la relación inversa que existe entre la principal longitud de onda (tamaño) emitida y la temperatura de un cuerpo. De esta manera, cuanta más temperatura tenga dicho cuerpo, menor será la longitud de onda en la que se encuentre el máximo de emisión. La temperatura de la superficie del sol (~5500 K) es mucho mayor a la de la superficie de la Tierra y a la de la atmósfera (en torno a ~288 K). Por lo tanto, el pico de emisión del sol ocurrirá para longitudes de onda más cortas que para la Tierra, y de aquí el nombre de las diferentes radiaciones.

La Figura 2 muestra un registro típico de las diferentes componentes radiativas para un día soleado de latitudes medias (concretamente en una estación de medida GuMNet en El Escorial, Madrid). 

Figura 2. Registro de los diferentes flujos radiativos y la radiación neta  resultante durante el día 23 de agosto de 2019 en una estación meteorológica de balance energético situada en El Escorial, Madrid. Onda corta descendente y ascendente (línea azul y roja, respectivamente); onda larga descendente y ascendente (línea amarilla y violeta, respectivamente); radiación neta (línea negra). Nótese la forma de campana de SW↓, lo cual indica un día soleado con pocas nubes.

Como se puede observar, SW↓ es cero durante la noche y adquiere la típica forma de campana durante días soleados sin nubes (con máximo en torno al mediodía). SW↑ es una parte de SW↓, cuya proporción correspondería al albedo, en torno a 0.1 para este tipo concreto de superficie (matorral seco disperso), lo cual significa que el 10% de la energía solar que llega a la superficie es reflejada por ésta. Por otro lado, LW↓ es la cantidad de energía que llega desde la atmósfera y LW↑ la que emite la superficie, ambas dependientes de sus respectivas temperaturas.

Para medir estas cuatro componentes, se utilizan radiómetros, en concreto pirgeómetros que miden la radiación de onda larga y piranómetros que miden la de onda corta, en ambos casos con un sensor que mira hacia arriba y otro que mira hacia abajo (ver Figura 3).

Figura 3. Radiómetro de 4 componentes, con pirgeómetro a la izquierda y piranómetro a la derecha. 

Como se observa en la Figura 2, el resultado de la suma de las diferentes componentes radiativas (la radiacion neta, línea negra) es bastante positivo durante el día y ligeramente negativo durante la noche. Nótese cómo en este caso la energía entrante se considera positiva y la saliente negativa. De esta forma, si sólo existiera transferencia de energía radiativa, tendríamos una radiación neta positiva que significaría que la superficie de La Tierra tendería a calentarse constantemente. Pero esto no es así, la temperatura superficial de la Tierra permanece bastante constante*.

*Aquí nos referimos a la temperatura media de la superficie en escalas de tiempo largas, sin considerar cambios diurnos o estacionales, y sin contar tampoco el ligero pero importante aumento de temperatura debido al cambio climático a causa de un LW↓ que ha aumentado por el incremento de gases de efecto invernadero que emiten energía de nuevo a la superficie.

En efecto, esta energía que queda disponible en la superficie de la Tierra es usada en otros mecanismos físicos: los flujos superficiales de energía de carácter no radiativo. Por un lado, tenemos el flujo de calor en suelo (ground heat flux (G) en inglés), que mediante conducción (o difusión molecular) en el suelo intercambia energía (calor) entre las capas más superficiales y otras más profundas, dependiendo de sus diferencias de temperatura. Por otro lado, en la zona aérea de la superficie tenemos los flujos turbulentos (difusividad turbulenta) de calor: el flujo de calor sensible y el flujo de calor latente (sensible heat flux (SH) y latent heat flux (Le), respectivamente en inglés), que transportan directamente calor por ascenso de masas de aire más cálidas (calor sensible) o vapor de agua, que a su vez libera calor cuando este vapor se condensa en zonas más altas de la atmósfera formando nubes (calor latente, por eso se llama "latente", porque es una energía que está ahí "latente" hasta que se libera). Conociendo ya estos flujos no radiativos, y sabiendo que la temperatura media de la superficie terrestre permanece constante en promedio, podemos hablar del cierre de balance energético, que establece que la suma de estos tres flujos superficiales es igual a la suma de las componentes radiativas o radiación neta.

Rnet = SH + Le + G

Figura 4. Se muestra lo mismo que en la Figura 1, pero incluyendo el cierre de balance energético, es decir, incluyendo los flujos superficiales: flujo de calor latente o evapotranspiración (en azul), flujo de calor sensible (en rojo) y flujo de calor en suelo (en verde). El hecho de que un lado de la interfaz (la superficie) sea sólido (suelo) y el otro lado un fluido (aire), hace que las transferencias sean por conducción o difusión molecular (caso de G) o por difusión turbulenta (caso de SH y Le). Un aspecto importante para comprender nuestro experimento es saber que la mayoría de estos términos (excepto SW↓ y LW↓) van a depender del tipo de superficie...

Teóricamente, la ecuación del cierre del balance energético debería cumplirse siempre, pero a la hora de medir hay siempre mucha incertidumbre y rara vez se cierra (Rnet no siempre es igual a SH+Le+G). Esto se conoce como el problema del cierre del balance energético y hay muchas posibles causas del imbalance, entre ellas el propio almacenamiento de calor que superficies como el propio suelo o los árboles pueden efectuar, aspectos difíciles de medir experimentalmente, pero esto se va un poco del tema principal... ¡volvamos a los flujos! La Figura 5 muestra los flujos superficiales medidos durante el mismo día mostrado en la Figura 2.

Figura 5. Radiación neta resultante (línea negra) durante el mismo día mostrado en la Figura 2 y flujos superficiales de energía: flujo de calor sensible (SH) en rojo, flujo de calor latente (Le) en azul y flujo de calor en suelo (G) en amarillo. Nótese que en este caso SH es más del doble de Le durante el día, al tratarse de una zona semiárida en verano, con poca humedad en el suelo y actividad vegetal limitada.

El flujo de calor en el suelo se suele medir con unas placas enterradas en el suelo capaces de medir la transferencia de calor en él. En el campo de la meteorología, para los flujos turbulentos de calor (SH y Le) se suelen usar unos instrumentos que son capaces de medir a una frecuencia de muestreo muy alta (¡unas 20 veces por segundo!). Estos instrumentos miden las tres componentes del viento y la temperatura (anemómetros sónicos) o la concentración de vapor de agua (higrómetros de alta frecuencia), permitiendo así usar una técnica llamada eddy-covariance para el cálculo de los flujos. Sin embargo, existen otras técnicas para la medida de los flujos (por ejemplo, aunque es una medida muy poco precisa, la técnica usada en el experimento aquí mostrado puede considerarse una estimación de la diferencia de Le entre dos superficies). En la Figura 6 se muestra una foto de un anemómetro sónico y un analizador de gases, capaces de medir a alta frecuencia.

Figura 6. Anemómetro sónico 3D y analizador de gases (open-path) integrados en un sólo instrumento conocido como IRGASON, capaz de medir concentraciones de vapor de agua, CO2, las 3 componentes del viento y la temperatura a alta frecuencia, aspecto necesario para poder calcular los flujos turbulentos mediante la técnica eddy covariance.

El calor sensible (SH) depende de la diferencia de temperaturas entre la superficie y capas superiores, siendo muy importante porque es el fenómeno encargado de formar las “térmicas” necesarias en la convección atmosférica . El flujo de calor latente (Le) es en realidad el fenómeno que explicamos en este experimento (evapotranspiración), y corresponde a la suma de dos fenómenos (evaporación + transpiración):

1) La evaporación directa desde el suelo. El suelo contiene agua, y parte de la energía disponible (radiación neta) se emplea en evaporar este agua del suelo en estado líquido y pasar a la atmósfera como vapor de agua. Cuanta más humedad contenga el suelo, mayor será la evaporación, pero también dependerá de la diferencia que tenga con el contenido de vapor de agua del aire (cuanto mayor diferencia, mayor evaporación). Por último, el viento también favorece la evaporación... Por eso cuando hay viento, la lluvia se seca antes del suelo, ¡o por eso se usan secadores para secar el pelo!

2) La transpiración de las plantas. Como sabes, las plantas son organismos vivos que convierten la energía solar, el agua, el CO2, y algunos nutrientes del suelo en materia orgánica. Este proceso tan maravilloso y que hace posible la vida en la Tierra se llama la fotosíntesis, y si no conociéramos la química y la física que hay detrás de ella, podríamos pensar que simplemente es magia, ya que de elementos tan básicos se crea materia que luego sirve como primer eslabón de toda la cadena trófica, sirviendo de alimento al resto de animales. Pues bien, para que esto ocurra, la planta tiene que usar la luz, el agua líquida del suelo y el CO2 de la atmósfera y transformarlo en moléculas de glucosa que se usan como energía para sus propios procesos o para crecer (fijación de carbono). La fotosíntesis ocurre en las hojas verdes de las plantas, en parte gracias a unos poros llamados estomas, que se abren para el intercambio de gases: CO2 que entra en la hoja y O2 que sale como resultado de la reacción química entre el agua y el CO2. Por cierto, gracias a este O2 también podemos respirar el resto de los animales en nuestro mundo (¡un apunte más para que veas la importancia de conservar nuestro mundo vegetal!). Pues bien, cuando los estomas se abren, se pierde vapor de agua por ellos, en lo que se conoce como la transpiración de las plantas. Este proceso permite que el agua líquida de la planta pase a vapor de agua y libere energía que sirve para refrigerar la hoja (al igual que la evaporación del sudor humano sirve para disminuir nuestra temperatura corporal). Pero además, esta transpiración en los estomas de las hojas sirve para crear un gradiente de presión necesario para que el agua ascienda desde el suelo hacia las hojas por capilaridad, en contra de la gravedad... Todo esto es necesario para llevar el agua desde donde se capta (suelo) hasta las hojas, donde está la luz. Pero las plantas tampoco quieren perder todo el agua que tengan, por eso los estomas se autoregulan (se abren y se cierran) para poder hacer la fotosíntesis pero sin perder demasiada agua, que no siempre sobra. Quizás en esto también podríamos intentar parecernos un poco más a las plantas y... ¡cerrar el grifo para no malgastar el agua!

Estos dos procesos (evaporación + transpiración) conforman la evapotranspiración, también llamado flujo de calor latente (Le) en el ámbito meteorológico. En realidad, hay un tercer proceso que también puede sumarse a ellos, pero normalmente es menor y sólo ocurre cuando llueve, se trata de la evaporación de agua de lluvia que es “interceptada” por las hojas, por eso se conoce como interceptación.

Uno de los grandes desafíos de la meteorología observacional es conseguir separar estos tres procesos, ya que normalmente lo que medimos cerca de la superficie es la suma de los tres, pero no sabemos cuánto proviene de uno o de otro. La humedad del suelo a diferentes niveles tendrá también un importante papel, pues en parte controlará la evaporación directa y el agua disponible a la profundidad de las raíces influirá en la transpiración... Del mismo modo, plantas bien desarrolladas en la horizontal también son capaces de retener la humedad del suelo, disminuir la evaporación, pero incrementar la transpiración... ¡todo bastante conectado y nada sencillo! En cualquier caso, gracias a disciplinas científicas como la botánica, la ecología, biología y fisiología vegetal, actualmente se pueden estimar cantidades de transpiración de diferentes especies vegetales bajo diferentes condiciones ambientales.

De hecho, en los modelos climáticos y modelos numéricos de predicción del tiempo, estos procesos están parametrizados (representados en forma matemática) usando diferentes ecuaciones físicas y químicas, cuyos parámetros dependen del tipo de superficie que haya, haciendo grandes clasificaciones de tipos de suelo y de tipos de cobertura y uso de suelo. Por ejemplo, suelen diferenciar entre suelo herbáceo, coníferas, árboles caducifolios, suelos urbanos, etc. A cada tipo de superficie se le asignan sus parámetros relacionados con su albedo, evaporación, transpiración, interceptación, además de muchos otros. Estos parámetros (o numeritos asignados) se usarán en las ecuaciones, que a su vez dependerán de las condiciones y características del suelo, estado atmosférico, estación, hora, etc. De esta forma, al final, tendremos un valor de flujo simulado diferente en una superficie y en otra, tratando de asemejarse lo más posible a la realidad. No es de extrañar que sea difícil perfeccionar la representación de estos fenómenos en los modelos, debido a la gran cantidad de tipos de vegetales, sus posibles estados, su desigual manera de interactuar con el medio... y también a la gran heterogeneidad que hay en la superficie real de la Tierra, ¡que esa es otra dificultad más! Puedes salir al exterior y mirar la cantidad de edificios diferentes, árboles mezclados con otros, matorrales en diferentes estados... y después, ¡imaginar lo complicado que debe ser representar eso a escala global!

De esta manera, los modelos suelen presentar algunos errores en la simulación de estos procesos (flujos de calor latente y sensible), lo que afecta al resto de la simulación ya que éstos tienen un impacto importante en el desarrollo de la capa límite atmosférica**, convección, temperaturas, etc. Conociendo el carácter caótico del sistema atmosférico, no es de extrañar que pequeños errores acaben convirtiéndose en grandes errores, de ahí la importancia de tratar de conocer con detalle el balance energético superficial, y concretamente la evapotranspiración, el fenómeno mostrado en nuestro experimento.

** La capa límite atmosférica es aquella zona de la baja atmósfera directamente influenciada por la superficie en escalas de horas, abarcando desde ésta hasta 1 km aproximadamente (en promedio). Es en ella donde se producen los mayores intercambios de propiedades físicas entre la superficie y la atmósfera, propiciados fundamentalmente por los movimientos turbulentos.

El experimento

El sencillo experimento muestra el resultado de la evapotranspiración de una manera algo indirecta. Se usan dos recipientes transparentes de vidrio y se colocan sobre dos superficies bien diferentes, como puede ser un campo de hierba o césped (mejor si está verde) y un suelo urbano (losas, cemento o asfalto). Como se puede imaginar, en uno de los casos tendremos transpiración de las plantas y en otro no. En el caso del asfalto, quizás tengamos un poco de evaporación, dependiendo de la cantidad de agua que pueda haber en el suelo, menos cuanto menos húmeda esté la superficie), pero en el caso del césped tendremos evaporación (que será diferente al suelo urbano porque gracias a la propia planta el suelo retiene mejor el agua en el suelo) y también transpiración por la fotosíntesis.

Pasados unos minutos, se empieza a ver cierta condensación (gotitas de agua) en el caso del recipiente colocado sobre la superficie vegetal. Realmente, las paredes de vidrio del recipiente hacen de barrera frente al vapor de agua transpirado por el césped (y evaporado desde el suelo), que al encontrase con una superficie más fría (paredes de vídrio) acaba transformándose de nuevo en agua líquida, condensando en las paredes del recipiente. Dicho de otra forma, el aire dentro del recipiente se ha ido humedeciendo más y más y se alcanza la saturación en las paredes de vidrio más frías, de igual manera a como se forma el rocío en la superficie durante mañanas frías y húmedas. Pero, en cualquier caso, nos permite observar, de manera indirecta, la transpiración de las plantas, ya que como vemos, ¡en el recipiente colocado en el suelo no se observa nada! La transpiración en sí no podemos verla, ya que el vapor de agua del aire no podemos verlo (el aire que te rodea tiene vapor de agua, pero no podrás verlo a menos que se transforme en líquido o sólido).

En la segunda parte del experimento se hace algo parecido, pero en este caso sobre dos superficies con césped, una con sombra y otra soleada. Observamos mucha más agua condensada en el recipiente colocado sobre la superficie soleada, lo que indica que la evapotranspiración ha sido mucho mayor. En este caso, la fotosíntesis, y por ende la evapotranspiración, se ve afectada en la zona sombría por la menor cantidad de energía disponible (Rnet), debido, principalmente, al efecto de sombra del árbol, que disminuye la radiación solar descendente (SW↓). Por esto en zonas sombrías veremos hierba o césped menos desarrollado que en zonas soleadas (ojo, siempre que no falte el agua, porque un exceso de insolación puede llevar a que se seque la planta por excesiva evapotranspiración).

Creemos que este experimento es muy visual, rápido y sencillo para que se comprenda un fenómeno tan bonito e importante como es la evapotranspiración. Os animamos a probar diferentes experimentos, que se pueden extender más allá de los dos aquí mostrados, probando diferentes coberturas vegetales, diferente grado de humedad (por ejemplo, regando más o menos las superficies), bajo diferentes condiciones meteorológicas (nublado, soleado), a diferentes horas, en diferentes estaciones, etc.

Como siempre, agradecemos cualquier apunte, nota o corrección de errores, sobre todo de un fenómeno que toca tantas disciplinas científicas.

Créditos:

Carlos Román Cascón (carlosromancascon@ucm.es)

Carlos Yagüe (carlos@ucm.es)