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Introducción
La necesidad de información meteorológica de calidad a escala espacial y temporal amplia para respaldar la agricultura (temporal y de riego), llevó al gobierno federal en el año 2004 a establecer una red de estaciones meteorológicas automáticas en la República Mexicana (González et al, 2007). Esta red es administrada por el Laboratorio Nacional de Modelaje y Sensores Remotos (LNMySR) del Instituto Nacional de Investigaciones Forestales Agrícolas y Pecuarias (INIFAP). Esta red no duplica el trabajo de las redes de otras dependencias, sino que se complementan ya que las otras persiguen otros objetivos; el INIFAPse enfoca en la observación de fenómenos que ocurren en la capa de la atmósfera más próxima al suelo (dos metros de altura) que es el microclima de interés en las actividades agropecuarias (Allen et al, 1998).
Las estaciones envían información meteorológica en forma automática al LNMySR, la base central ubicada en Pabellón deArteaga, Aguascalientes; donde se utiliza como insumo básico para aplicaciones de índole primordialmente agropecuaria y forestal. Últimamente se incursiona en pronósticos meteorológicos a corto y mediano plazo con fines de protección civil y en apoyo a otras instituciones federales que realizan este quehacer en servicio de la sociedad mexicana (González et al., 2009).
En virtud de que la red de estaciones es una fuente considerablemente grande en el abasto de información meteorológica, existe la posibilidad de emplearla en una infinidad de aplicaciones, entre ellas la evapotranspiración de referencia (ETO). Este concepto se introdujo por primera vez a finales de los años 70's y principios de los años 80's en el área de irrigación para diferenciar el concepto de evapotranspiración potencial (ETP) respecto de la evapotranspiración (ET) que en su acepción más general se define como el proceso simultáneo a través del cual un área con vegetación pierde agua por evaporación del suelo y transpiración del follaje. Sin embargo, no fue hasta los años 90's cuando se consensó que la ETO es la tasa de evapotranspiración de un cultivo hipotético con altura de 0.12 m, resistencia superficial fija de 70 s m-1 y albedo de 0.23; éstas características son condiciones similares a la evapotranspiración de una superficie extensa de pasto verde con altura uniforme, que crece activamente, bien regada y que sombrea completamente el suelo (Allen et al., 1998).
Ésta variable meteorológica es elemental para conocer el potencial evapotranspirativo de la atmósfera en sitios específicos, es una función de la energía disponible y constituye la materia prima en estudios de manejo del riego, modelación hidrológica en ecosistemas, evaluación de la sensibilidad del ambiente al calentamiento global, balances de humedad, clasificaciones climáticas, administración de los recursos hídricos y estudios a nivel de cuenca (Currie, 1991; Droogers y Allen, 2002; Stóckle et al, 2004; Temesgen et al, 2005; Lu et al, 2005; Xu et al, 2006; Douglas et al, 2009; Liang et al, 2010) particularmente en zonas áridas y semiáridas de México, donde existen 3 498 164 hectáreas bajo riego, por lo que ahí el agua adquiere un carácter sumamente escaso y valioso; sin pasar por alto que la ETO reviste gran importancia en regiones costeras, donde gobiernan los escurrimientos tanto superficiales como subterráneos y la alta frecuencia de inundaciones.
En el ámbito global, la dinámica espacial y estacional de ETO ha sido ampliamente estudiada por científicos de las disciplinas físicas. Douglas et al. (2009) observaron la ETO en 18 estaciones meteorológicas de Florida, EE.UU, al mismo tiempo calibraron tres métodos empíricos sobre un gradiente de cinco tipos de clima; así, obtuvieron que ETO disminuye de lugares con cuerpos grandes de agua en espacios abiertos a zonas de manglares y pastizales. Lu et al. (2005) analizaron la variabilidad espacial de ETO estimada con seis ecuaciones empíricas en un transecto de 36 cuencas con cubierta forestal de los Estados Unidos de América; ellos resaltan que cada método origina resultados altamente variables a lo largo del sureste de aquel país y responden a un gradiente en sentido norte-sur hacia llanuras costeras de pie de monte y hacia las montañas Apalaches.
Pereira y Pruitt (2004) evaluaron el desempeño de una ecuación empírica respecto de las mediciones diarias de un lisímetro emplazado en un ambiente árido (Davis, CA.) y otro tropical (Piracicaba, SP Brasil) con el fin de reducir las sub o sobreestimaciones ocasionadas por las diferencias de clima donde el modelo empírico fue generado. Xu et al. (2006) estimaron la ETO con el método de FAO-Penman-Monteith (FPM) en 150 estaciones meteorológicas ubicadas en una cuenca de China, compararon los resultados entre regiones, obtuvieron mapas de variación espacial y gráficas de variación temporal; ellos concluyen que la magnitud de ETO es sensible a cambios en la radiación neta (Rn).
En la República Mexicana esta variable no ha sido caracterizada, aun cuando se cuenta con superficies importantes en agricultura de riego y temporal, suelos afectados por erosión y susceptibles a intrusión salina donde esta información podría utilizarse de forma directa o indirecta. Campos (2006) estimó la ETO con tres modelos empíricos y los contrastó con el método original de Penman en 31 observatorios meteorológicos de la República Mexicana, éste autor señala que las fórmulas de Hargreaves y Samani reproducen de manera aceptable los valores de ETO respecto del método original de Penman que comúnmente no puede emplearse debido a la demanda alta de parámetros de entrada. Chávez et al. (2013) caracterizaron dos sub-cuencas del río Nazas Durango, ellos utilizaron el modelo FPM con datos provenientes de tres estaciones automáticas, estos resultados fueron comparados con tres métodos empíricos, indican relación entre la ETO y la altitud en varias partes de la cuenca, lo cual desemboca en diferencias considerables en los volúmenes de riego para cada zona. Otros trabajos con superficies más específicas y compactas describen tendencias espacio-temporales de la ETO (Ruíz et al, 2011; Cervantes et al, 2013) y sus relaciones con escenarios de cambio climático para México (Ojeda et al, 2011); sin embargo, presentan la particularidad que son áreas relativamente pequeñas.
Debido a que en México no se tienen trabaj os que consideren redes de estaciones con distribución espacial amplia que describan la dinámica estacional y espacial de ETO y en virtud de la importancia que los servicios climáticos adquieren día con día, el presente trabaj o tuvo como objetivos: 1) estimar la evapotranspiración de referencia en una red de 999 estaciones meteorológicas de la república mexicana; 2) obtener el valor acumulado mensual promedio de ETO en cada estación meteorológica; y 3) describir el comportamiento espacial de esta variable a escala mensual y anual.
Materiales y métodos
Información meteorológica
Se utilizó información diaria de 999 estaciones meteorológicas de la red del INIFAP durante un período de tres años, este período se debió a que se seleccionaron aquellos años que tuvieran información de forma ininterrumpida; esta red cubre primordialmente regiones de importancia agrícola en diferentes zonas agroecológicas de la República Mexicana. Las variables utilizadas fueron: temperatura máxima y mínima, radiación de onda corta y velocidad del viento. La distribución espacial de la red de estaciones sobre el área de estudio se presenta en la Figura 1.
Modelo FAO-Penman-Monteith
Existen diferentes modelos para la determinación de ETO, cada uno cuenta con grado de precisión diferente y su uso depende principalmente del objetivo final de los datos y de la información meteorológica disponible. Actualmente, el único modelo aceptado y estandarizado universalmente para estimar este parámetro meteorológico es el de Penman-Monteith modificado por la FAO (FPM), este modelo fue validado y avalado por la Comisión Internacional de Riego y Drenaje (CIRD) y la Organización Meteorológica Mundial (WMO) (Allen et al, 1998) y se ha utilizado en un sin número de trabajos de investigación a nivel global (Sheng-Feng et al, 2006; Gao et al, 2009; Liu et al, 2012; Chávez et al, 2013). El algoritmo FPM para la obtención de ETO y cada uno de los parámetros que se requieren se describen a continuación:
Donde: Rn es la radiación neta en la superficie del cultivo de referencia (MJ m-2 día-1); G es el flujo de calor del suelo (MJ m-2 día-1); T la temperatura media del aire a dos metros de altura (°C); u2 la velocidad del viento a dos metros de altura (m s-1); es- ea el déficit de presión del vapor (kPa); A pendiente de la curva de presión del vapor (kPa °C-1); y y la constante psicrométrica (kPa °C-1).
De acuerdo con la metodología del manuscrito número 56 de la FAO existe una serie de procedimientos para calcular cada uno de los parámetros requeridos por el modelo anterior, estos son:
Parámetros atmosféricos
La constante psicrométrica (γ)
La constante psicrométrica influye en latasa de evaporación y evapotranspiración del cultivo de referencia, principalmente en regiones altas debido a la baja presión atmosférica. Éste parámetro atmosférico se obtiene con:
Donde: y es la constante psicrométrica (kPa °C-1); P la presión atmosférica (kPa); X constante (2.45) del calor latente de vaporización (MJ kg-1); Cp calor específico a presión constante (1.013*10-3) (MJ kg-1 °C-1); y 8 cociente del peso molecular de vapor de agua/aire seco (0.622).
Además P se estima con:
Donde: z es la altura sobre el nivel del mar (m).
Presión media de vapor a saturación (es)
El valor diurno de esta variable se estima en función de la temperatura del aire, para ello se emplean los límites superior e inferior de la temperatura mediante la expresión (Caí et al, 2007):
Donde: e°(T) es la presión de saturación de vapor a una temperatura del aire específica (kPa), T es la temperatura del aire (°C).
El modelo anterior se aplica para la temperatura máxima y mínima del día por lo que se originan dos valores para la presión de vapor a saturación, después se obtiene un valor promedio mediante (Allen et al, 1998):
Donde: es es la presión media de vapor a saturación (kPa); e°(Tmax) y e°(Tmin) son la presión de vapor a saturación a la temperatura máxima y mínima, respectivamente (kPa).
Presión real de vapor (ea)
La presión real del vapor es la presión de vapor del aire cuando éste está saturado. Un ambiente saturado se asocia con la formación del rocío, de ahí que para estimar la presión en esas condiciones se emplee la temperatura del punto de rocío. Sin embargo, el rocío se forma a la temperatura más baja (mínima) del día, por tanto este último parámetro (Tmm) es buen estimador de la presión real de vapor diaria y se calcula con (Allen et al., 1998; Caí et al., 2007):
Donde: ea es la presión real de vapor (kPa); e° (Tmin) es la presión de vapor a la temperatura mínima (kPa); y Tmin la temperatura mínima del aire (°C).
Parámetros de radiación solar
Radiación de onda corta (Rs)
El componente de radiación de mayor importancia para la determinación de ETO y que se requiere en el modelo de FPM es la radiación neta (Rn), la cual se estima a partir de la radiación de onda corta (Rs), en este estudio Rs se registró con un piranómetro el cual se ubicaba en cada una de las estaciones meteorológicas. Las unidades están en megajoules por metro cuadro por día (MJ m-2 día-1).
Radiación extraterrestre (Ra)
La radiación extraterrestre diaria se calcula con la ecuación de Duffie y Beckman (1991) :
Donde: Ra es la radiación extraterrestre (MJ m-2 día-1); Gsc es la constante solar (0.0820 MJ m-2 min-1); dr la distancia relativa inversa de la tierra al sol (adimensional); cos el ángulo horario de radiación a la puesta del sol (rad); y 9 la latitud (rad) y 5 la declinación solar (rad).
La radiación neta se calcula de la diferencia entre la radiación neta de onda corta y la radiación neta de onda larga por medio de:
Además Rn= (1 - a)Rs donde Rns es la radiación neta de onda corta (MJ m-2 día-1); Rs ya se describió anteriormente; y a es el albedo de la superficie de referencia cuyo valor en el presente trabajo fue de 0.23. Por otra parte.
Donde: Rnl es la radiación neta de onda larga (MJ m-2 día-1); o es la constante de Stefan-Boltzmann para un día (4.903 x 10-9 MJ K-4 m-2 día-1); Tmaxk y Tmin>k son la temperatura máxima y mínima del aire durante el día, respectivamente (°K); ea es la presión real de vapor (kPa); Rs ya se definió anteriormente; y Rso es la radiación solar en un día despejado (MJ m-2 día-1) que se obtiene con:
Donde: z es la elevación del sitio de la estación (msnm); y Ra ya se definió anteriormente.
Resultados y discusión
Comportamiento mensual de ETO
En la Figura 2 se presenta la variación espacial de la evapotranspiración de referencia mensual sobre la República Mexicana, esta variación se debe al efecto combinado de las variables meteorológicos que la afectan; principalmente radiación neta, humedad relativa y viento (Xu et al, 2006). En noviembre los valores más bajos empiezan a situarse al noreste y noroeste del país y en estados de la costa del Golfo de México; mientras que los valores altos se establecen al norte-centro, centro y algunos estados de la costa del Pacífico. En diciembre los valores más baj os cubren completamente el norte del país, así también a los estados de la Costa del Golfo (desde Tamaulipas hasta Quintana Roo) y sólo una pequeña porción en estados del oeste. Enero y diciembre presentaron similitudes importantes con valores altos al norte y en estados del Golfo esta similitud se atribuye a la falta de desviación de otros parámetros meteorológicos que afectan de manera directa la ETO.
Febrero y marzo muestran un comportamiento de transición entre meses de valores bajos (invernales) y altos (primavera y verano), estos meses no presentan un patrón espacial definido pero sí aumentos importantes en la magnitud mensual. Los cambios más sustanciales se aprecian a partir de abril, así los valores más altos se distribuyen al norte mientras que los más bajos al sur y sureste de México, esta tendencia se mantiene hasta el mes de octubre lo cual coincide con resultados de otros investigadores(as) (Campos, 2006).
El análisis de regresión lineal entre ETO mensual y la latitud indicaron correlación positiva de febrero a octubre y negativa de noviembre a enero, lo cual obedece a la relación fuerte entre Rn y la latitud durante los meses cálidos (Allen et al., 1998). El análisis con la longitud mostró correlación negativa en los doce meses del año; mientras que la altitud presentó correlación positiva de enero a junio y de octubre a diciembre; y negativa de julio a septiembre. Los resultados de estas pruebas son consistentes con los reportes de otros autores (Dalezios et al., 2002; ElNesr et al., 2010). Los coeficientes de correlación obtenidos de las regresiones entre ETO y los parámetros geográficos se presentan en el Cuadro 1.
Cuadro 1 Coeficientes de correlación entre ETO y parámetros geográficos.
p Coeficiente de correlación (rho).
La tendencia de ETO en el año es semejante en la mayor parte del área en estudio, los mínimos absolutos de cada estación estuvieron en diciembre y en algunos casos en enero. A partir de diciembre, o enero para algunas zonas, ETO empieza a incrementar hacia la primavera como consecuencia del calentamiento del aire que a su vez es consecuencia del aumento de Rn (Figura 3), así ETO aumenta hacia el máximo mensual que dependiendo de la región se presenta entre abril y julio (Campos, 2006); a partir de entonces se presenta un descenso gradual consecuencia de la disminución en la intensidad de Rn que se recibe por día. No obstante, algunas localidades presentan un pico positivo en agosto debido a que en ese mes se presenta la sequía intraestival, período que se caracteriza por altas temperaturas, días despejados y días secos principalmente en climas de trópico o cercanos a éste (Velázquez, 1994); después de ese período, ETO retoma su descenso hacia los meses de invierno (Ruíz et al, 2011). La tendencia de ETO a lo largo del año es bastante similar a la tendencia de Rn que es la fuente de energía principal que la promueve, de ahí que muchos autores emplean Rn como referencia convirtiéndola a lámina de agua mediante el factor X (Allen et al, 1998).
Comportamiento anual de ETO
La variación espacial del valor acumulado anual de ETO puede apreciarse en la Figura 4. Las regiones con valores más bajos se orientan principalmente hacia la costa del Golfo de México, distribuyéndose al noroeste, oeste, este y sur de Veracruz; en esta entidad se encontró el valor más bajo del país (634 mm) en la estación Campo Experimental Teocelo donde influyen las corrientes de aire cargado de humedad que provienen de la costa, otro factor que influye es la precipitación alta de esa zona (Díaz et al, 2006; Granados et al, 2014). Valores bajos de ETO también se presentaron al suroeste de Tabasco en colindancias con el estado de Chiapas y se debe a razones de elevada humedad ambiental lo cual se señala en estudios de agroclimatología (Ruíz et al, 2012).
En Chiapas estos valores se concentran hacia el sureste y al oeste donde la humedad relativa juega un papel importante principalmente por efecto de la alta precipitación en la mayor parte del año en zonas circunvecinas de la presa Netzahualcóyotl y Motozintla (Serrano et al, 2006). Estos valores anuales bajos de ETO se presentan en colores de ligeramente púrpura a azules y destaca que es una superficie relativamente pequeña respecto de la superficie total del país.
Por su parte, los valores anuales más altos de ETO se encuentran localizados al norte de la república, principalmente en los estados de Coahuila, Chihuahua, Durango, Baja California Sur, Sonora, este y norte de Sinaloa; y norte de Zacatecas. El valor máximo anual fue de 1 986.15 mm en la estación Empacadora de Melón (Coahuila). Éstos valores altos de ETO se asocian a regiones desérticas, principalmente las que se ubican en el norte-centro del país. Estas regiones desérticas coinciden con zonas donde los vientos circulan hacia la costa del Pacífico desalojando la humedad atmosférica de la superficie continental a la vez que introducen aire seco que proviene de los desiertos del sur de los Estados Unidos de América tal y como lo explica el modelo de circulación atmosférica de las tres celdas (Oliver, 2005; Sánchez, 2005).
Las zonas de más elevada ETO del norte de México coinciden con los valores más altos de radiación señalados por Campos (2006) . Algunas zonas de alta ETO se encuentran también en partes aisladas como son partes del estado de Guerrero, norte de Nuevo León y noroeste de Tamaulipas, sur de Puebla, sur y sureste de Michoacán, región norte de Campeche y centro de la república (noreste de Jalisco, gran parte del estado de Guanajuato, este y noreste de San Luis Potosí y centro de Tlaxcala). En la Figura 4 puede apreciarse que valores de ETO en el rango de 1536 A 1986 ocupan la mayor parte de la superficie bajo estudio lo cual coincide con los reportes de Medina et al. (2006) quien señala para estas regiones los mayores índices de aridez y de sequía.
En caso de valores anuales de ETO bajos y lluvias altas resultan balances hídricos positivos, donde la humedad edáfica da lugar al menos a un ciclo de cultivo al año, ahí las necesidades hídricas de los cultivos se satisfacen por la precipitación y la capacidad de almacenamiento de agua del suelo (Eldin, 1983). En tanto que regiones donde la ETO es mayor que la precipitación, como sucede en zonas áridas, el riego de los cultivos es necesario para la obtención de cosechas comerciales; ahí es la misma ETO la que brinda gran apoyo para el diseño, planeación y manejo del riego (Chávez et al., 2013). Los mapas de las Figuras 3 y 4 proporcionan información de gran utilidad para la planeación y manejo del agua a nivel de cuenca, ya que los valores mensuales o anuales de ETO son un parámetro importante del ciclo hidrológico porque representan el límite superior e inferior de la demanda evapotranspirativa de la atmósfera en diferentes sitios (Xu et al., 2006).
Conclusiones
Se caracterizó la variabilidad espacial y temporal de la evapotranspiración de referencia en una red de estaciones meteorológicas automáticas de la República Mexicana.
La evapotranspiración de referencia en México presenta un carácter altamente dependiente de las condiciones meteorológicas locales, lo cual origina zonas con condiciones diferentes desde el punto de vista de esta variable. En meses invernales los valores más altos se presentan en el sur, centro, y parte del norte-centro y noroeste; mientras que los más bajos ocupan la costa del golfo, norte y parte del noroeste de México. En meses cálidos, los valores más altos comprenden el norte, noreste y noroeste. Los acumulados anuales más bajos se localizan en ambientes de alta humedad relativa en tanto que los más altos corresponden a sitios con ambientes áridos. A lo largo del año, ETO parte de valores bajos en meses invernales hasta picos máximos en meses de primavera o verano, dependiendo de la ubicación del lugar, esta variación estacional y espacial desemboca en diferencias en el dinamismo hidrológico y supone discrepancias en los volúmenes de riego aún cuando se trate del manejo de la misma especie agrícola.
Estos resultados constituyen una base de datos importantes que servirán de antecedentes y punto de partida para estudios de cambio climático, agroclimáticos y en diseño de ingeniería de riego, hoy en día, en que los servicios climáticos son altamente demandados.
