EVAPOTRANSPIRACIÓN Método de Papadakis Es un método experimental basado en la consideración del déficit de saturaci
Views 108 Downloads 0 File size 1MB
EVAPOTRANSPIRACIÓN Método de Papadakis
Es un método experimental basado en la consideración del déficit de saturación de vapor (eo-e). El método se emplea en la clasificación de Papadakis. Como quiera que para la cuantificación del déficit de saturación es necesaria la humedad relativa y las temperaturas y, dado que el primer dato no siempre está disponible, Papadakis en 1961 propuso, finalmente, la siguiente expresión para el cálculo de la ETP: 𝑬𝑻𝑷 = 𝟓. 𝟔𝟐𝟓 ∗ 𝒆𝒐 𝑻𝒊 − 𝒆𝒐 𝒕𝒊 − 𝟐
𝒎𝒎/𝒎𝒆𝒔
eo (Ti): tensión de saturación de vapor para la temperatura media de las máximas del mes considerado (mb) eo (ti-2): tensión de saturación de vapor para la temperatura media de mínimas menos 2 °C (mb) La tensión de vapor de saturación e° [mb ó hPa] se puede calcular mediante la fórmula de Bossen, en función de la temperatura media (tm) en °C:
𝑒𝑜 = 33.8639 ∗ 0.00738 ∗ 𝑡𝑚 + 0.8072
8
− 1.9 ∗ 10−5 ∗ 1.8 ∗ 𝑡𝑚 + 48 + 13.16 ∗ 10−4
Ejercicio. Calcular la ETP del mes de julio según el método de Papadakis en mm/mes: T = 33.2 °C y t = 18. 9 °C Solución.
Tabla: Tensión de vapor de saturación e° en función de la temperatura (en mb ó hPa) Para T = 33.2 °C y t = 18. 9 °C
𝒆𝒐 𝒕𝒊 − 𝟐
𝑬𝑻𝑷 = 𝟓. 𝟔𝟐𝟓 ∗ 𝒆𝒐 𝑻𝒊 − 𝒆𝒐 𝒕𝒊 − 𝟐
𝒎𝒎/𝒎𝒆𝒔
1. MÉTODO DE HARGREAVES El método de Hargreaves (Hargreaves y Samani, 1985) calcula la evapotranspiración de referencia, utiliza parámetros térmicos y radiación solar, que estima a partir de la radiación solar extraterrestre. El método presenta la ventaja de que se puede aplicar en cualquier observatorio con datos de temperatura y que el método da resultados muy correlacionados con los obtenidos con el método de Penman (FAO 56). 𝑬𝑻𝒓 = 𝟎. 𝟎𝟎𝟐𝟑 ∗ 𝑹𝒂 ∗ 𝑻 − 𝒕
𝟎.𝟓
∗ 𝒕𝒎 + 𝟏𝟕. 𝟖 𝒎𝒎 𝒅í𝒂
Donde: ETr : evapotranspiración del cultivo de referencia (césped) en mm/día Ra : radiación solar extraterrestre expresada en equivalente de agua (mm/día) T-t : diferencia entre la media mensual de temperaturas máximas y la de mínimas (°C) tm
: temperatura media del aire (°C)
Para la conversión de unidades se tendrá en cuenta que: 1 cal·cm-2·día-1 = 4,185 J· cm-2·día-1 = 0,04185 MJ· m-2·día-1 = 0,0171 mm/día 1 mm/día = 2,45 MJ· m-2·día-1 = 58,5 cal·cm-2·día-1
Ejercicio. Se pide calcularla ETr en el mes de julio según el método de Hargreaves, en un observaciones cuya latitud es 40°22’ (40.36°C). se desea obtener el volor mm/dia; mm/mes y en m3 ha-1 mes-1,Datos.
𝑬𝑻𝒓 = 𝟎. 𝟎𝟎𝟐𝟑 ∗ 𝑹𝒂 ∗ 𝑻 − 𝒕
𝟎.𝟓
∗ 𝒕𝒎 + 𝟏𝟕. 𝟖 𝒎𝒎 𝒅í𝒂
2. MODELO SEBAL El modelo SEBAL (Surface Energy Balance Algorithm for Land), es un algoritmo semiempírico que promueve la parametrización del flujo de balance de energía y flujos de superficie basados en algunos datos locales y mediciones espectrales de satélites (Weligepolage, 2005). El algoritmo SEBAL fue desarrollado en 1995 por Bastiaanssen y validada en varios ecosistemas mundiales como: Egipto, España, Portugal, Francia, Italia, Argentina, China, India, Estados Unidos, entre otros. (Tasumi, 2003). Es necesario que las bandas visibles, infrarrojo próximo e infrarrojo termal sean tomados como datos de entrada para el proceso (Meireles, 2007).
El modelo SEBAL, calcula la evapotranspiración a partir de imágenes satelitales y datos de estaciones climáticas usando el balance de energía superficial como se ilustra en la Figura 1. La imagen satelital proporciona información solo para el instante de tiempo del sobre vuelo, SEBAL calcula un flujo de evapotranspiración instantánea para el tiempo de la imagen. El flujo de evapotranspiración es calculada para cada pixel de la imagen como un residuo de la ecuación del balance de energía superficial.
FLUJO DE CALOR LATENTE El calor latente es la cantidad de energía que necesita un cuerpo para cambiar de fase. Por ejemplo, para convertir un gramo de agua de estado líquido a gaseoso es necesario una energía de 2.27 J. A este valor se le conoce como calor latente de vaporización del agua y al igual que el calor específico depende del material. En la superficie terrestre el flujo de calor latente es debido a la evaporación de cuerpos de agua (lagos, lagunas, ríos), de suelos húmedos, por la transpiración de la planta o por la condensación. A la combinación de la evaporación y la transpiración de las plantas se le conoce como evapotranspiración. Este proceso se debe a que el aire por encima de la superficie está más seco que la sección próxima a la superficie, crenado de esta manera una gradiente de vapor de agua que hace que el flujo de calor latente vaya de la zona más húmeda (superficie terrestre) a las más secas (aire sobre la superficie terrestre). Estas condiciones se dan en las horas diurnas debido a la gran cantidad de energía que produce un aumento de la gradiente entre el suelo y el aire. En las noches en cambio, el proceso de condensación es el dominante (formación de neblinas). EL flujo de calor latente es la tasa de pérdida de calor latente desde la superficie gracias a la evapotranspiración, este es calculado para cada pixel.
FLUJO DE CALOR SENSIBLE El calor sensible es la cantidad de energía necesaria para cambiar la temperatura de un cuerpo. Por ejemplo, para elevar la temperatura de un gramo de agua en un grado centígrado es necesaria una energía de 4.187 J. A este último valor se le conoce como calor especifico y depende de cada material. En los ecosistemas existe un de la superficie hacia la atmósfera y viceversa. Este flujo es producido por las diferencias de temperatura que existen entre la atmósfera y la superficie terrestre, lo que crea una gradiente de temperatura. Por lo general, en el día existe una salida de flujo de calor sensible hacia la atmósfera. Esto se debe a que durante el día la radiación es más fuerte, y la superficie terrestre se calienta más rápido que el aíre, creando una gradiente positiva de temperatura entre la superficie y la atmósfera; lo que genera una salida de H. Por las noches el proceso es contrario ya que la tierra se enfría de forma más rápida creando una gradiente negativa a comparación del día; por lo tanto hay una entrada de H hacia la superficie terrestre (Arya 2001).
PERCEPCIÓN REMOTA La percepción remota es la ciencia de obtener e interpretar información desde la distancia, usando sensores que no tienen contacto físico con el objeto que está siendo observado. Esta ciencia en se sentido más amplio, incluye las observaciones aéreas, satélites y de naves espaciales de las superficies y atmosferas de los planetas en nuestro sistema solar, aunque la tierra es obviamente el objetivo de estudio más frecuente. El termino se restringe por costumbre a los métodos que detectan y mide la energía electromagnética, incluyendo la luz visible, que ha interactuado con la superficie de los materiales y la atmosfera. (Espinoza R. 2008). RESOLUCIÓN
Los componentes espaciales, espectrales y temporales de una imagen o set de imágenes, todos proveen información que podemos usar para formar interpretaciones acerca de los materiales de superficie y de sus condiciones. Para cada una de estas propiedades podemos definir la resolución de las imágenes producidas por el sistema sensor
3. EL PROGRAMA LANDSAT
El primer satélite LANDSAT 1, fue lanzado el 23 de julio de 1972, originalmente llamado ERTS-1 (Earth Resourses Technological Satélite), por la NASA (National Aeronautics and Space Adminstration). El objetivo principal del programa LANDSAT fue la adquisición de datos espaciales y temporales de la superficie de la Tierra, de forma global, continua y repetitiva, para el monitoreo de la vegetación, para aplicaciones geológicas y para el estudio de los recursos naturales. El sistema LANDSAT está compuesto de una serie de 7 satélites lanzados en intervalos de 3 a 4 años.
EVAPOTRANSPIRACIÓN REAL DIARIA Para la obtención de la evapotranspiración diaria, inicialmente obtenemos la evapotranspiración instantánea, que es igual al cociente entre el flujo de calor latente y el calor latente de vaporización, si este valor multiplicamos por los 3600 segundos de una hora obtenemos la evapotranspiración horaria.
Dónde: es el flujo de calor latente (W.m-2), es el calor latente de evapotranspiración del agua, que está en función de la temperatura del agua, por ejemplo a 20°C, λ tiene un valor de cerca de 2.45 MJ.Kg-1, el λ puede ser estimado mediante la siguiente ecuación.
EVAPOTRANSPIRACIÓN ESTIMADA POR EL MÉTODO DE “EDDY COVARIANCE
Fundamentos teóricos La técnica eddy covarianza hace posible la medición de flujos de energía (calor latente y calor sensible) y el monitoreo de emisiones de gases (H2O, CO2, CH4, N2O, O3, etc.) de una determinada área. Esto es debido, a que el flujo del aire puede ser imaginado como un flujo horizontal de numerosos movimientos turbulentos de masas de aire que se mueven hacia arriba o hacia abajo (eddys rotantes) transportando verticalmente gases como el H2O, cada eddy tiene componentes en las 3 dimensiones, tanto horizontal como vertical, el diagrama parece caótico (Figura 5), pero los eddies pueden ser medidos fácilmente por la torre de flujo debido a que utiliza instrumentos muy sofisticados (Burda, 2010).
El principio físico de la estimación de los flujos de energía mediante la técnica Eddy covarianza se explica de la siguiente manera: dado un momento llamado (tiempo 1), hay un flujo turbulento eddy 1, este eddy 1 mueve una parcela de aire (c1) hacia abajo con una velocidad de W1. En el siguiente momento (tiempo 2) en el mismo punto, hay un segundo flujo llamado eddy 2, este mueve una parcela de aire (c2) hacia arriba con una velocidad W2 cada parcela de aire tiene sus propias características como la concentración del gas, temperatura, humedad, etc. (Burda, 2013).
Si nosotros podemos medir estas características y la velocidad del movimiento vertical de aire nosotros podríamos saber el flujo vertical hacia arriba o hacia abajo de los flujos de gases como el H2O, CO2, etc.
Por lo que el flujo vertical de un gas se puede representar como el producto de la densidad media del aire (ρa) y la covarianza de la velocidad del viento vertical (w) y el cociente de mezcla (s).
Instrumentación necesaria para la aplicación de la técnica eddy covariance La torre de flujo es un conjunto de sensores que permiten estimar los diferentes flujos de energía tales como calor sensible (H) y calor latente (LE). Además se puede medir flujos de gases como el dióxido de carbono (CO2), vapor de agua (H2O), metano (NH4) y entre otros gases trazas.
Para poder aplicar el sistema de covarianza de Eddy se necesitan dos instrumentos que midan variables en alta frecuencia (>=10 Hz). En este estudio se usaron el anemómetro sónico, que mide la velocidad del viento en sus tres dimensiones (u, v, w), y el higrómetro de krypton, que cuantifica las fluctuaciones de vapor de agua, ambos instrumentos miden a una frecuencia de 10Hz esto quiere decir 10 datos por segundo. Además, se le puede agregar equipos que midan variables meteorológicos como temperatura del aire, radiación neta, radiación de onda larga y de onda corta, humedad relativa, precipitación entre otros (Figura 7).
Torre de flujo
Anemómetro sónico El anemómetro sónico se encarga de medir la velocidad del viento en las tres componentes espaciales. Para ello, el propio aparato cuenta con tres parejas de dos transductores, una pareja por cada orientación espacial, enfrentados entre sí (Aubinet et al., 2012).
Hay diversos modelos de anemómetro sónico. En el Observatorio de Huancayo se tiene el Modelo RM Young 81000 (Figura 8). Para la teoría del cálculo (ver anexo 1).
Analizador de gas El IRGA (Infrared Gas Analyser) es un instrumento de respuesta rápida capaz de medir las densidades del vapor de agua H2O y otros gases trazas. Es uno de los sensores llamados rápidos ya que es capaz de muestrear a velocidades muy altas. El mecanismo de funcionamiento se fundamenta en el hecho de que los gases con moléculas diatómicas, tales como el H2O, absorben radiación de ciertas longitudes de onda en el infrarrojo o ultravioleta. Cada gas presenta un espectro de absorción particular (para el H2O 2.59 μm en el infrarrojo y 123.58 nm en el ultravioleta), por lo tanto, la concentración de moléculas de dicho gas puede ser conocido a partir de la absorción producida en bandas específicas del IR o UV (Vanesa, 2013).
Metodología Procesamiento de la data cruda con el software Eddypro para la obtención de los flujos de calor latente y calor sensible.
Para el procesamiento de los datos brutos de eddy covarianza (10 Hz) se utilizó el software EddyPro, es un software para calcular los flujos entre la biósfera y atmósfera de CO2, H2O, CH4, otros gases traza, y la energía.
Los datos de alta frecuencia de velocidad del viento vertical y la densidad de vapor de agua son procesados con este software (Figura 18) para obtener los flujos energético de calor sensible y calor latente en W/ m².
Análisis de la evapotranspiración de torre de flujo. De las torres de flujo se utilizó el dato de flujo de calor latente (w/m2) a nivel horario y diario. Para convertir el flujo de calor latente (LE) w/m2 a evapotranspiración (ET) mm/día se debe realizar la siguiente operación (Allen, 1998).
Le es el flujo de calor latente medido en la torre de flujo (w/m2h), λ es el calor latente de vaporización que depende de la temperatura (j/kg), ρ es la densidad del agua (1025 kg/m3). Los valores de 3600, 1000 y 24 son valores para obtener la evapotranspiración en mm/día.
Errores de medición y sus correcciones Algunos errores se producen debido a asunciones que se hacen, problemas instrumentales de diseño e instalación, fenómenos físicos o las características del terreno. Asunciones físicas • El flujo es completamente turbulento. • El terreno es horizontal y uniforme. • Fluctuaciones de densidad del aire son insignificantes. • La velocidad vertical media es despreciable.
Correcciones Muchos errores se pueden minimizar o evitar teniendo una adecuada estación y diseño experimental, la configuración de colección de datos y el mantenimiento, el resto puede ser corregido mediante el software EddyPro durante el procesamiento de datos. A continuación se presenta el siguiente cuadro con las correcciones que hace el software mencionado anteriormente: