Evapotranspirasjon - Evapotranspiration
Evapotranspiration ( ET ) er summen av fordampning og transpirasjon av vann fra et overflateareal til atmosfæren . Fordampning står for bevegelse av vann til luft fra kilder som jord, avskjerming av baldakin og vannforekomster. Transpirasjon står for bevegelsen av vann i et anlegg og den påfølgende utgangen av vann som damp gjennom stomata i bladene i karplanter og phyllider i ikke-vaskulære planter . En plante som bidrar til fordampning kalles en fordampningstranspirator. Fordampning er en viktig del av vannsyklusen .
Potensiell fordampning ( PET ) er en representasjon av miljøkravet til fordampning og representerer fordampningshastigheten til en kort grønn avling (gress), fullstendig skyggelegging av bakken, jevn høyde og tilstrekkelig vannstatus i jordprofilen. Det er en refleksjon av energien som er tilgjengelig for å fordampe vann, og av vinden som er tilgjengelig for å transportere vanndampen fra bakken opp i den nedre atmosfæren. Ofte beregnes en verdi for potensiell fordampning ved en klimastasjon i nærheten på en referanseflate, konvensjonelt kort gress. Denne verdien kalles referanse evapotranspiration (ET 0 ). Faktisk fordampning sies å være lik potensiell fordampning når det er rikelig med vann. Noen amerikanske stater bruker en alfalfa referanseavling med full dekning som er 0,5 m høy, i stedet for den korte grønne gressreferansen, på grunn av den høyere verdien av ET fra alfalfa -referansen.
Vann sykkel
Typer vegetasjon og arealbruk påvirker fordampning og dermed mengden vann som forlater et dreneringsbasseng. Fordi vann som passerer gjennom blader kommer fra røttene, kan planter med dyptgående røtter mer konstant transportere vann. Urteplanter opptrer vanligvis mindre enn treplanter fordi de vanligvis har mindre omfattende løvverk. Barskog har en tendens til å ha høyere fordampningshastighet enn løvskog , spesielt i hvilende og tidlige vårsesonger. Dette skyldes først og fremst den økte mengden nedbør som er fanget opp og fordampet av bartrær i disse periodene. Faktorer som påvirker fordampning, inkluderer plantens vekststadium eller modenhetsnivå, prosentandel av jorddekning, solstråling , fuktighet , temperatur og vind . Isotopmålinger indikerer at transpirasjon er den største komponenten i evapotranspirasjon.
Gjennom fordampning kan skog redusere vannutbyttet, bortsett fra i unike økosystemer som kalles skyskog og regnskog.
Trær i skyskog samler flytende vann i tåke eller lave skyer på overflaten, som drypper ned til bakken. Disse trærne bidrar fremdeles til fordampning, men samler ofte mer vann enn det fordamper eller skjer.
I regnskog øker vannutbyttet (sammenlignet med ryddet land i samme klimasone) ettersom fordampning øker luftfuktigheten i skogen (hvorav en del kommer raskt tilbake etter hvert som nedbør opplevdes på bakkenivå som regn). Vegetasjonens tetthet reduserer temperaturer på bakkenivå (og reduserer dermed tap på grunn av fordampning av overflaten), og reduserer vindhastigheten (og reduserer dermed tap av luftbåren fuktighet). Den kombinerte effekten resulterer i økte overflatestrømmer og et høyere grunnvannsnivå mens regnskogen bevares. Rydding av regnskog fører ofte til ørkendannelse ettersom bakkenivåstemperaturene øker, vegetasjonsdekket går tapt eller forsettlig ødelegges ved rydding og brenning, jordfuktighet reduseres av vind og jord blir lett erodert av sterk vind og nedbør.
I områder som ikke er vannet, er faktisk fordampning vanligvis ikke større enn nedbør , med noe buffer i tid avhengig av jordens evne til å holde på vann. Det vil vanligvis være mindre fordi noe vann vil gå tapt på grunn av perkolering eller overflateavrenning. Et unntak er områder med høye vannspeil , der kapillærvirkning kan føre til at vann fra grunnvannet stiger gjennom jordmatrisen til overflaten. Hvis potensiell fordampning er større enn den faktiske nedbøren, vil jorden tørke ut, med mindre vanning brukes.
Fordampning kan aldri være større enn potensiell fordampning ( PET ), men kan være lavere hvis det ikke er nok vann til å fordampe eller planter ikke klarer å skje lett.
Estimering av fordampning
Evapotranspirasjon kan måles eller estimeres ved hjelp av flere metoder.
Indirekte metoder
Pan -fordampningsdata kan brukes til å estimere fordampning av innsjøer, men transpirasjon og fordampning av oppfanget regn på vegetasjon er ukjent. Det er tre generelle tilnærminger for å estimere evapotranspirasjon indirekte.
Oppsamlingsvannbalanse
Fordampning kan estimeres ved å lage en ligning av vannbalansen i et dreneringsbasseng. Ligningen balanserer endringen i vann lagret i bassenget ( S ) med innganger og utganger:
Inngangen er nedbør ( P ) og utgangene er fordampning (som skal estimeres), strømning ( Q ) og grunnvannsopplading ( D ). Hvis endringen i lagring, nedbør, strømning og grunnvannslading alle er estimert, kan den manglende fluksen, ET, estimeres ved å omorganisere ligningen ovenfor som følger:
Energibalanse
En tredje metode for å estimere den faktiske fordampning er bruk av energibalansen.
der λE er energien som trengs for å endre vannfasen fra væske til gass, R n er nettostrålingen, G er jordens varmefluks og H er den fornuftige varmestrømmen . Ved hjelp av instrumenter som et scintillometer , varmefluksplater for jord eller strålingsmålere kan komponentene i energibalansen beregnes og energien som er tilgjengelig for faktisk fordampning, kan løses.
De Sebal og METRISKE algoritmer løse energibalansen ved jordoverflaten ved hjelp av satellittbilder. Dette gjør at både faktisk og potensiell fordampning kan beregnes på en piksel-for-piksel basis. Fordampning er en viktig indikator for vannforvaltning og vanningsytelse. SEBAL og METRIC kan kartlegge disse nøkkelindikatorene i tid og rom, i dager, uker eller år.
Eksperimentelle metoder for måling av fordampning
En metode for måling av fordampning er med et lysimeter . Vekten av en jordkolonne måles kontinuerlig og endringen i lagring av vann i jorda er modellert av endringen i vekt. Endringen i vekt blir konvertert til lengdenheter ved hjelp av overflateområdet til veielysimeteret og enhetsvekten til vann. evapotranspirasjon beregnes som endringen i vekt pluss nedbør minus perkolasjon.
Eddy kovarianse
Den mest direkte metoden for å måle fordampning er med virvelkovarianseteknikken der raske svingninger i vertikal vindhastighet er korrelert med raske svingninger i atmosfærisk vanndampdensitet . Dette estimerer direkte overføringen av vanndamp (fordampning) fra landoverflaten (eller baldakinen) til atmosfæren.
Hydrometeorologiske ligninger
Den mest generelle og mye brukte ligningen for å beregne referanse ET er Penman -ligningen . Den Penman-Monteith variasjon er anbefalt av Food and Agriculture Organization og American Society of Civil Engineers . Den enklere Blaney-Criddle-ligningen var populær i det vestlige USA i mange år, men den er ikke like nøyaktig i regioner med høyere luftfuktighet. Andre løsninger som brukes inkluderer Makkink, som er enkel, men må kalibreres til et bestemt sted, og Hargreaves.
For å konvertere referansefordampningen til faktisk fordampningstransport, må en avlingskoeffisient og en spenningskoeffisient brukes. Beskjære koeffisienter som brukes i mange hydrologiske modeller vanligvis endre langs år for å imøtekomme det faktum at avlingene er sesongbetont og generelt planter oppfører seg annerledes sammen årstidene: stauder modnes over flere sesonger, og stressresponser i betydelig grad kan avhenge av mange aspekter av plantens tilstand.
Potensiell fordampning
Potensiell fordampning (PET) er mengden vann som ville fordampes og overføres av en bestemt avling eller økosystem hvis det var tilstrekkelig vann tilgjengelig. Dette behovet inneholder energien som er tilgjengelig for fordampning og evnen til den nedre atmosfæren til å transportere fordampet fuktighet bort fra landoverflaten. Potensiell fordampning er høyere om sommeren, på mindre grumsete dager, og nærmere ekvator, på grunn av de høyere solstrålene som gir energi til fordampning. Potensiell fordampning er også høyere på vindfulle dager fordi fordampet fuktighet raskt kan flyttes fra bakken eller planteoverflaten, slik at mer fordampning kan fylle stedet.
Potensiell evapotranspirasjon uttrykkes i form av en dybde av vann, og kan grafiseres i løpet av året (se figur).
Potensiell fordampning måles vanligvis indirekte fra andre klimafaktorer, men avhenger også av overflatetypen, for eksempel fritt vann (for innsjøer og hav ), jordtypen for bar jord og vegetasjonen . Ofte beregnes en verdi for potensiell fordampning ved en klimastasjon i nærheten på en referanseflate, konvensjonelt kort gress. Denne verdien kalles referanse evapotranspirasjon, og kan konverteres til en potensiell fordampning ved å multiplisere med en overflate koeffisient. I landbruket kalles dette en avlingskoeffisient. Forskjellen mellom potensiell fordampning og nedbør brukes i planlegging av vanning .
Gjennomsnittlig årlig potensiell fordampning blir ofte sammenlignet med gjennomsnittlig årlig nedbør, P. Forholdet mellom de to, P/PET, er tørrhetsindeksen . Et fuktig subtropisk klima er en klima sone preget av varme og fuktige somre, og kalde til milde vintre Subarktiske områder faller mellom 50 ° N og 70 ° N breddegrad, avhengig av lokalt klima. Nedbøren er lav, og vegetasjon er karakteristisk for barskog/taigaskogen.
Liste over fjernmålingsbaserte evapotranspirasjonsmodeller
- ALEXI
- BAITSSS
- METRISK
- Abtew -metode
- SEBAL
- SEBS
- SSEBop
Se også
- Eddy covariance flux (aka eddy correlation, eddy flux)
- Hydrologi (landbruk)
- Hydrologisk evaluering av deponiytelse (HJELP)
- Latent varmefluks
- Vannevaluerings- og planleggingssystem (WEAP)
- Jordens planteatmosfære kontinuum
- Underskudd vanning