Con evapotraspirazione si intende la quantità di acqua che viene restituita all’atmosfera per evaporazione dalla superficie e per traspirazione da parte della copertura vegetale.

Evapotraspirazione come somma di due componenti ben distinte

L’evapotraspirazione (ETR o ET) è costituita da due contributi:

  • componente costituita dalla semplice evaporazione dell’acqua contenuta negli strati più superficiali del terreno (Ev)
  • componente  costituita dalla traspirazione della copertura vegetale che avviene principalmente al livello foliare (Tv)

ETR = Ev + Tv

Evapotraspirazione reale (ETr) [mm/d]

E’ il risultato dell’interazione suolo-vegetazione-atmosfera (sistema PD-VG-ATM) e dipende sostanzialmente da:

  • potere evaporante dell’atmosfera
  • vegetazione (tipo, sviluppo e stadio vegetativo)
  • contenuto idrico del suolo

Evaporazione potenziale (ETp) [mm/d]

Si ha quando la disponibilità d’acqua nel suolo è almeno pari alla quantità d’acqua che il sistema PD-VG-ATM e capace di far evaporare. Essa dipende esclusivamente da:

  • potere evaporante dell’atmosfera
  • vegetazione

Rappresenta in definitiva il valore limite della quantità d’acqua disponibile per l’evapotraspirazione ed è in sostanza il valore massimo di evapotraspirazione per un dato tipo di vegetazione essendo noti lo stato di crescita e le condizioni atmosferiche.

Evaporazione potenziale di riferimento (ETp0) [mm/d]

E’ l’evaporazione per una condizione di contorno standard (FAO)  ossia:

  • copertura erbosa
    • fitta
    • uniforme
    • ben irrigata
    • con h = 0,12 m
    • resistenza superficiale 70 s/m
    • 0,23 (albedo)

L’ETp0 è dunque dipendente dalle condizioni climatiche

Calcolo di ETp0

Esistono diversi metodi per il calcolo della ETp0. Di seguito vengono elencati i più importanti:

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Metodo Evaporimetrico

ETp0 viene calcolata determinando i valori della seguente equazione:

ETp0 = ke E

Dove E è l’evaporazione calcolata per mezzo di un evaporimetro. In particolare si utilizza un evaporimetro a bacinella di classe A del Weather Bureau.

ke (vedi tabella) è invece un coefficiente che dipende da:

  • estensione della copertura vegetale
  • tipo di terreno (coperto o spoglio)
  • umidità relativa (calcolata come media del valore massimo e minimo)
  • velocità del vento (valutata come valore medio giornaliero)
Valori per il calcolo di Ke

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Metodo di Thornthwaite-Mather

ETp0 viene stimata utilizzando come unico dato l’andamento delle temperature medie mensili Tm attraverso la seguente equazione, dove I è l’indice termico annuale :

Con il metodo di Thornthwaite è possibile calcolare direttamente la ETp relativa ad un mese specifico dell’anno (i) tenendo conto della temperatura media (Tm) di quel mese e del numero medio delle ore di insolazione per la latitudine (coefficiente bi )

 

 

bi viene determinato servendosi della seguente tabella

Tabella per il calcolo di bi

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Metodo di Blaney-Criddle

Questo metodo consente di valutare l’ETp0 su base mensile, ma
esprimendola in millimetri al giorno (mm/d). Viene anche introdotta anche la valutazione del numero di ore di insolazione.

Secondo il metodo di Blaney-Criddle l’ETp0 viene calcolata come segue:

Tm è la temperatura media del mese considerato

N rappresenta la media mensile della durata astronomica del giorno espressa in ore ed è calcolato per ogni latitudine secondo la tabella seguente

Valori di N e fattori di correzioni c

Nella tabella precedente sono riportati i valori di correzione c, che vengono attribuiti sulla base di stime basate sul valore minimo di umidità relativa urmin, sul rapporto tra la durata effettiva e la durata astronomica dell’insolazione, indicata con ri (indicata nel seguito anche con n – Metodo Blaney Criddle (Jensen-mod. FAO) e sulla velocità del vento nelle ore diurne, vv (vedi anche tabella successiva)

E’ possibile valutare l’ETp0 con una formula simile alla precedente che è basata sugli stessi presupposti.

Dove p è lo stesso coefficiente visto precedentemente e k è calcolato secondo la seguente tabella

Valori per il calcolo di k

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Metodo Blaney Criddle (Jensen-mod. FAO)

Una revisione del metodo Blaney Criddle ha portato alla seguente formulazione :

ETp0 = a + b ⋅ f

dove f = p (0,46 T+ 8,13)

a = 0,0043 urmin -(n/N) – 1,41)

che opportunamente trasformata ponendo prima:

diventa

T (temperatura media dell’aria) [°C]
urmin (umidità relativa minima) [%]
n/N (rapporto delle effettive ore di insolazione – secondo tabella)
vv ( velocità del vento a 2 m) [m/s]

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Metodo di Penmann – Lemann – Montheit

Questo metodo seppure sia considerato il più preciso ed è usato infatti come base del SI (sistema internazionale) ha lo svantaggio che non sempre sono disponibili tutti i dati necessari per il suo calcolo.

Curva per il calcolo di VPD

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Equazione di Hargraves-Samani

Il modello di Hargreaves-Samani (1985) è forse quello più versatile, sia perchè è più semplice dal punto di vista computazionale, sia perchè si adatta ad una varietà di climi ed inoltre utilizza dati meteorologici facilmente reperibili:

ETp0 = 0.0023 (Tm+17.8) (Tmax-Tmin) 0.5 Rse [mm/d]

Tm  [°C] (temperatura media dell’aria)
Tmax [°C] (temperatura massima)
Tmin [°C] (minima giornaliera
Rse [mm/d]  radiazione solare extratmosferica giornaliera


Calcolo di ETp

Anche per il calcolo di ETp possiamo distinguere:

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Metodi basati sulla temperatura

Metodo di Thornthwaite

Ricordiamo in questa sezione il metodo di Thornthwaite con cui è possibile calcolare direttamente la ETp relativa ad un mese specifico dell’anno (i) (vedi sezione precedente)

Metodo di Serra

Metodi basati sula ra

 

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Metodi basati sula radiazione solare

Metodo di Priesley-Taylor

Il termine areodinamico, quando la zona in esame è interessata per lunghi tratti della sua superficie dal passaggio di masse d’aria in movimento tende ad annullarsi. Questo avviene perchè queste masse tendono ad incrementare la propria umidità e riducono il deficit della pressione parziale di vapore. Per questo Priestley e Taylor proposero la seguente relazione che è indipendente dall’umidità dell’aria e dalla velocità del vento.

Metodo di Turc

Questo è un altro metodo, basato sulla radiazione solare, per la stima dell’evapotraspirazione potenziale.

 

Evapotraspirazione reale ETr (o ETR)

L’evaporazione reale dipende, oltre che dai fattori climatici (temperatura, vento, umidità relativa, ecc.), dal contenuto d’acqua nel terreno che può essere conseguenza delle precipitazioni.

L’evapotraspirazione reale, quindi, è:

ETr ≤ ETp

L’evapotraspirazione reale ETr

Si può calcolare attraverso:

  • metodi diretti
  • metodi indiretti

Metodi indiretti per la stima dell’Etr

Metodo di Thornthwaite-Mather

L’ETr può essere calcolato attraverso la stima preliminare dell’ETp secondo Thornthwaite-Mather (vedi precedente). Successivamente si calcola ETr seguendo il seguente modello TM su base mensile.

Finché la parte della precipitazione che si infiltra nel terreno supera l’evapotraspirazione potenziale ossia

Pe > ETp           (CASO 1)

possiamo ammettere che:

ETp = ETr

Quando però le piogge non compensano l’ETp, ossia

Pe < ETp       (CASO 2)

si ha:

ETr = Pe + αRE ovvero ETr = │Pe + ΔRU│

αRE (frazione della riserva idrica RE dello strato superficiale)
Pe (pioggia efficace)

ETr = PeΔRU│

In questo caso secondo caso è necessario calcolare ΔRU (perdita idrica del suolo).  Il modello di Thorntwaite e Mather è basato su una curva di essiccamento dello strato superficiale di tipo esponenziale.

dove

RU (riserva idrica utile dello strato superficiale del terreno [mm])
ΔP  = P – ETp   [mm] (perdita)
RI (riserva utile massima  [mm])

Quindi, dopo aver calcolato RU si procede calcolando la variazione mensile della riserva idrica del terreno, ossia la perdita mensile della riserva ΔRU:

La riserva idrica si manterrà al suo valore massimo (RI) finchè P – ETp > 0. Quando invece P – ETp < 0 la riserva utile (RU) si riduce progressivamente per effetto della evapotraspirazione.

 

 

 

 

 

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