DRENAJ HAVZALARINDAN EVAPOTRANSPİRASYON

Genel

Evapotranspirasyon su yüzeyi toprak, bitki veya ikisinin kombinasyonunun olduğu doğal yüzeylerden olan buharlaşmayı göz önüne alır. Hasat edilmiş alana kıyasla tüketimdeki kullanımı, evapotranspirasyon anlamına gelen bir alan ve bitki dokusunun kullandığı suyun toplamı, oluşan toplam buharlaşmayı gösterir. Bir drenaj havzası için ayrı elemanlar olarak buharlaşma ve terlemenin belirlenmesi sağlıksızdır. Ayrıca, bunların birbirinden bağımsız değerlendirilmesi birçok çalışma için gerekli değildir.

Evapotranspirasyon hidroloji ve sulama araştırmaları alanında çok popüler konulardan birisidir. Sayısız prosedürler evapotranspirasyonu tahmin etmek için geliştirilmiştir.

Şekil 7. Buharlaşma için kullanılan A tipi havuzdaki adveksiyon enerjisinin payı

Şekil 8. Göl buharlaşmasında A tipi buharlaşma havuzu dönüşümü

Aşağıdaki kategorilere ayrılmıştır:

(a) Toprak nemi azalması ve alansal arazilerdeki hidrolojik bütçe, evapotranspirometreler gibi su dengesi metodları;

(b) Enerji dengesi metodu;

(c) Rüzgar hızı fonksiyonu, girdap akışı ve muhfazaların kullanımı gibi transfer metodları;

(d) Penman metodu gibi kütle transferi metodları ve enerji kombinasyonu;

(e) Havuz buharlaşma verisine uygulanan indisler ve empirik denklemler gibi tahmin metodları;

(f) Spesifik ürün metodları. Bunlar “National Handbook of Recommended Methods for Water Data Acquisition (USGS, 1977)” nde açıklanmıştır.

Evapotranspirasyon bağlamında, Thornthwaite ve Holzman (1941) nemin evapotranspirasyonu engellemediği bütün zamanlarda toprak yeterli nem sağladığında oluşan evapotranspirasyonu tanımlamak için “potansiyel evapotranspirasyon” terimini tanıtmıştır.

Diğer metodların çoğu her zaman yeterli su olduğu koşullarda aktuel evapotranspirasyon tahminine uygulanır. Potansiyel evapotranspirasyondan aktüel evapotranspirasyon basit bir toprak nemi fonksiyonunu , f() (Saxton and others, 1986) kullanarak türetilir:

ƛE^aktual = Aktüel evapotranspirasyon ve toprak nemi fonksiyonu basit lineer bir modelden hesaplanmış boyutsuz bir değişkendir.

Toprak nemi fonksiyonu aşağıdaki gibi tanımlanır:

f(φ)=M/Alan Kapasitesi (4.26)

M, 20-cm derinlikteki (kök bölgesinde) toprak volumetrik (hacimle ilgili) nemi. Alan kapasitesi, serbest drenajın durduğu ve toprağın doygunluğa ulaştığı 2-3 gün sonrasında kalan suyun oranı olarak tanımlanabilir. Evapotranspirasyon/toprak nemi prosesinin basit lineer modellerinin, hidrolojik modelleme için uygun olduğu (Brandes ve Wilcox, 2000) gösterilmiştir.

Su bütçesi metodu

Su bütçesi yaklaşımı yağış (P), yüzey akışı (Q), derin sızma (Q^ss) ve depolamadaki değişim (ΔS) ölçülebilir veya hesaplanabildiği zaman evapotranspirason (ET) hesaplanmasında kullanılabilir. Denklem :

Bir su yılı için bir havzadan yıllık evapotranspirasyon derin sızıntının nispeten önemli olmadığı hidrolojik çalışmalar yoluyla tesis edilebiliyorsa yağış ve akış arasındaki fark olarak hesaplanabilir. Depolama alanındaki su miktarı nispeten küçük ve yıldan yıla depolamadaki değişim önemsiz olduğunda su yılının başlama ve bitmesi için seçilen tarih kurak mevsimle çakışmalıdır.

Evapotranspirasyon bir hafta ya da bir ay gibi kısa bir periyot için hesaplanacaksa zemin ve akım kanallarındaki su depolaması miktarı ölçülmelidir. Bu sadece küçük havzalarda uygundur ve bu tür kısa periyotlar için su bütçesi yaklaşımı uygulamaları genellikle deneysel araziler veya birkaç dönümlük havzalarla sınırlıdır.

Ortalama yıllık evapotranspirasyon için depodaki değişim genellikle önemsizdir ve evapotranspirasyon ortalama yıllık yağış ve ortalama yıllık akış arasındaki fark yoluyla hesaplanabilir.

Yukarıdaki denklemin değişik terimleri konvansiyonel metodlarla ölçülebilir. Yağış ölçümleri yağışölçer ağı yoluyla yapılabilir. Bu amaç için kayıt özelliği olmayan yağışölçerler yeterlidir. Yağışölçerlerin sayısı havzadaki yağışın beklenen değişkenliğine bağlıdır. Akış ölçümleri sürekli ölçümlerle yapılabilir (Bölüm 5). Zemindeki su deposundaki değişim doymuş ve doymamoş bileşenlerden oluşan iki ayrı bileşenden ölçülebilir. Bu amaç için doymuş bölgede toprak nemi ölçümü ve kuyulardaki su tablası yüksekliği ölçümü gerekir. Su tablası yüksekliği, referans noktasından evapotranspirasyonun hesaplandığı her bir zaman periyodunun sonunda kuyulardaki su seviyesi arasındaki mesafenin ölçümüyle belirlenir. Su deposu hacmindeki değişim = havzanın alanı X formasyonun spesifik verimi X su yüksekliğinin ortalama değişimine eşittir. Doyma noktasından (veya kurak bölgelerde sabit toprak nemi noktası) zemin yüzeyine kadar toprak nemi profilleri havzadaki bütün noktalarda her hesaplama periyodu sonunda ölçülmelidir. Periyot boyunca toprak nemi kazancı veya kaybı hesaplanabilir. Derin sızıntı olarak havzaya giren veya çıkan suyun miktarı doğrudan ölçülemez. Temel oluşturan formasyonun hidrolik karakterlerinin hidrojeolojik çalışması deney yapılacak alanın seçiminde mutlaka göz önüne alınması gereken bu akışın nispi şiddetini göstermelidir. Bu unsur su bütçesi çalışmalarında ihmal edilebilecek kadar küçük olmalıdır.

Enerji bütçesi metodu

Topraktaki radyasyon dengesi ve ısı akışı arasındaki fark önemli ve ölçüm hatalarını aştığı zaman (4.2), bu metod (WMO, 1966) evapotranspirasyonun hesaplanmasında uygulanabilir. Bu metod 10 günden daha kısa olmayan periyotlar için evapotranspirasyon hesaplanmasında kullanılır. Daha kısa periyotlar için enerji bütçesi metodu yoluyla evapotranspirasyonun hesaplanması oldukça güçtür. Enerji bütçesi dengesi denklemi ET hesaplanmasında memnuniyet veren birincil sınır koşulu olduğu varsayımıyla enerji dengesi denklemini çözmek için üç teknik vardır. İlk teknik yarı empirik metod, ikincisi analitik metod ve üçüncüsü nümerik model kullanılır. Yarı empirik metodlar ET hesaplamak için yönetilebilir model elde etmek için bir çaba gösterir. Bu modern operasyonel yaklaşımlar difüzyon ve enerji dengesi yaklaşımları (Bailey, 1990) kombinasyonu olan Penman’ın orijinal formülünden bilhassa türetilmiştir. Jackson modeli (Jackson ve diğerleri, 1977) empirik ve teoretik sonuçlar (Seguin ve Itier, 1983) kullanarak sonradan elde edilmiştir. Enerji dengesi modeli 24 saat periyodu üzerine entegre edilmiştir ve böylece toprak ısı akışı önemsiz olduğu farzedilir. Bundan başka gözlemler (Itier ve Riou, 1982; Brunel, 1989) net radyasyon akışına Rn hissedilir ısı akışının günlük oranı açık hava şartları altında gün ortasına yakın hesaplanan oranla yaklaşılabileceği tavsiye edilmektedir. Daha fazla yaklaşımlarla enerji denge modeli aşağıdaki gibi yeniden şekillendirilebilir:

LE = gizli ısı akışı (evapotranspirasyon, ET), T^s = uydu tabanlı termal IR sensörden uzaktan hesaplanan yüzey sıcaklığı, T^a = en yakın meteorolojik istasyondan elde edilen yüzeye yakın hava sıcaklığı, i indisi çalışılan alan üzerindeki uydudan elde edilen anlık gözlemi temsil eder, A ve B sabitleri lokasyonla değişir (Caselles ve Delegido, 1987). Bununla beraber pratikte A ve B sabitleri hem meteorolojik hem de yüzey faktörlerine bağlı geniş bir aralıkta değişir (Bailey, 1990). Bu ifade ve türevleri test edilmiş ve günlük makul ET hesaplamalası ürettiği gösterilmiştir (Brunel, 1989; Kerr ve diğerleri, 1987; Nieuwenhuis ve diğerleri, 1985; Rambal ve diğerleri, 1985; Thunnissen ve Nieuwenhuis, 1990; Riou ve diğerleri, 1988). 4.28 denklemi kulanımı kolay ve veri sağlama için az şeylere ihtiyaç duymasına rağmen, T^s (Bailey, 1990) elde etmek için uydu termal infrared metodları uygulandığı zaman özellikle bulut varken oluşan zayıf doğrulukla beraber geçici alanlar ve limitli mekânlarla karakterize edilmiştir. WMO’ya göre, Almanya küçük ölçekli tarımsal alanlarda sayısal buharlaşma modellerine dahil edilen input verisi için NOAA AVHRR datasından faydalanmıştır. Uydu verisi bitki, kara yüzeyi sıcaklık gradyanı, toprak nemi, günlük sıcaklık değişimleri ve solar parlaklığı içerir. Model sonuçlarının ekstrapolasyonu test edilmektedir (WMO, 1992a).

Aerodinamik yaklaşım

Evapotranspirasyon hesaplaması için kullanılan bu metodun (WMO, 1966) uygulaması türbülans değişim katsayısının (4.2) belirlemek için kullanılan güvenilir metodların eksikliği nedeniyle zordur. Böylece kullanımı azdır. Bu sadece yaklaşık buharlaşma hesaplaması için kullanılır.

Bazı ülkelerde evapotranspirasyon Penman metodu ve Thornthwaite formulü gibi empirik metodlarla hesaplanır. Penman metodu, yeterli nemin olduğu koşullarda kullanılır ve Thornthwaite formulü (Thornthwaite ve Holzman, 1941) bu formülün dayandığı ABD’nin orta Atlantik kıyılarına benzer iklim koşulları olduğu bölgeler için uygulanır.

Bağımsız devletlerin genel refah/sağlığı kuruluşunda, Konstantinov metodu (Konstantinov, 1966) yerden 2 metre yukarıda bir pisikrometre siperindeki havanın sıcaklık ve nem gözlemlerine dayanan buharlaşma hesaplamasına uygulanır. Bu metod başlıca uzun dönem ortalama aylık, mevsimsel veya yıllık evapotranspirasyonun hesaplanması için uygulanır.

Penman–Monteith metodu

4.14 kombinasyon denklemi yer ve atmosfer arasındaki su buharı ve sıcaklık transferini ve kara yüzeyinde enerji bütçesini sunar. The Penman–Monteith metodu (Monteith, 1965) aerodinamik ve yüzey rezistansını tanıtır. İlki ısınmada yüzey pürüzlülüğünün etkilerini tanımlar ve sonrası buharlaşan yüzey ve havadaki su buharı akışına olan direci tanımlar. Su yüzeyleri için yüzey direnci sıfırdır. Bitki örtüsü olduğunda yüzey direnci terlemenin biyolojik kontrolünü sunar ve gözenek direnci ile büyük ölçüde kontrol edilir. Kuruyan toprak için yüzey direnci toprak nem muhteviyatına bağlıdır. Bu metod saatlik veya günlük olarak kullanılabilir. Bununla beraber bunun kullanımı sınırlıdır çünkü yüzey direnci için alt modellere ihtiyaç duyar.

Penman–Monteith modeli aşağıdaki gibidir:

r^aa = siper üzerindeki aerodinamik direnç, ve r^cs = siper üzerindeki gözeneksel direnç. Shuttleworth–Wallace modeli (Shuttleworth ve Wallace, 1985) için, λE topraktan (λE^s) ve Penman– Monteith kombinasyon denkleminden türetilen siperden (λE^c) terlemeden buharlaşma içine ayrılır:

A^s = mevcut toprak enerjisi, D⁰ = siperdeki su buharı açığı, r^sa = siper yüksekliği ve alt katman arasındaki aerodinamik direnç, r^ca = bitki örtüsünün sınır tababkası direnci, ve r^ss = toprak direnci. Siper üzerindeki aerodinamik direnç (raa) ve siper yüksekliği (rsa) ile alt katman arasındaki aerodinamik direnç, rüzgar hızı, Karman sabiti ve alt katmanın pürüzlülük uzunluğu gibi meteorolojik ölçümlerin olduğu siper üzerinde referans yüksekliği, yaprak alan indeksi, referans yüksekliği, eddy yayılma dağılım sabiti, bitki örtüsünün pürüzlülük uzunluğu (bitki örtüsü yüksekliğinin fonksiyonudur), sıfır düzlemi yer değişikliğinin (bitki örtüsü yüksekliğinin fonksiyonudur) fonksiyonudur.

D⁰ = siper ve bitki örtüsünden dışarı doğru akışların ölçüldüğü siper üzerindeki referans yüksekliği arasındaki buhar basıncı ve sıcaklığın Ohm’un kanunu elektriksel benzerliğinden türetilir. D⁰ = referans seviyesinde (D) ölçülebilir buhar basıncı eksikliğinin fonksiyonudur:

ve D kombinasyon eşitliği içinden D⁰ için yerleştirebilir. Shuttleworth–Wallace modeli için üründen toplam buharaşma D⁰ için D ile yerdeğiştirilmesiyle Penman–Monteith kombinasyon eşitliğinin toplamıdır:

PM^c kapalı siperden buharlaşmayı tanımlar, ve PMs alt tabakadan olan buharlaşmayı tanımlar. Yeni Penman–Monteith denklemi aşağıdaki şekle dönüşür:

C^c ve C^s katsayıları kombinasyon denklemi:

Priestley–Taylor (radyasyon) metodu

Priestley ve Taylor (Priestley ve Taylor, 1972) metodu geniş ve nemli alanlar için buharlaşmanın radyasyon kontrolü advektif kontrolünden daha fazla domine etmesi argümanına dayanır. Nemli alanlarla temas halinde olan atmosfer doymuş kalabiliyorsa o zaman gizli ısı transferi(buharlaşma) şu şekilde açıklanabilir:

λE = (ε/ε +1) (Q* – G) (4.41)

Q* = mevcut net radyasyon, G = toprak ısı akışı, ve , sλ/cp’ye eşit, s buharlaşma spesifik nem eğrisinin eğimine eşit, λ= buharlaşma gizli ısısı, ve C^p = suyun spesifik ısısı.

Buharlaşma dengesi için önerilen:

ϭ= 1.26, empirik sabit. Bu ifade yerel adveksiyon yokken potansiyel buharlaşmanın hesaplanmasında kullanılır. Ayrıca çok küçük alanlarda nem bitkisinin olmadığı sulak alanlardan buharlaşma tahminlerinde iyi sonuçlar verir.

Tamamlayıcı metod

İlk olarak Bouchet (1963) tarafından önerilen tamamlayıcı metod, geniş alanlardan hidrolojik uygulamalarda artarak kullanılmaktadır çünkü esasen standart klimatolojik veriyi kullanır.

Bu metod plotansiyel buharlaşmayı, sebep olduğu aktüel buharlaşmanın etkisi kadar göz önüne alır. Yüzeyden salınan ısı ve nem üzerindeki havanın sıcaklık ve nemliliğini değiştirecektir. Bir alanın kuruduğu zaman gözlenen potansiyel buharlşamadaki artış aktüel buharlaşma oranının ölçümü olarak kullanılabileceği önerilmiştir.

Eğer aktüel buharlaşma E, geniş bir alan nemli alan için potansiyel oranı E^po altına azaltılırsa, bir miktar enerji Q serbest kalacaktır:

Bu enerji değişimi, sıcaklık, nem, türbülans ve bundan dolayı buharlaşmayı etkileyecektir. Eğer alan, enerji değişimi, değişime uğrayan hava kütlesi ve ötesindeki arasında enerji transferindeki değişimine neden olacak kadar büyükse, Q kuruyan bölge için potansiyel buharlaşmadaki λE^p artışa eşit olmalıdır. Bu yüzden

Bu nedenle:

Tamamlayıcı bağıntıların (Morton, 1982) bir çok uygulaması Ep ve Epo için uygun ifadeleri bulmayla ilgilidir.

Bunlar sırasıyla 4.15 denklemi ve 4.3.6’da verilen Priestley–Taylor metoduyla hesaplanabilir. Yaklaşım adveksiyonu göz önüne almaz ve Q’nun sabit kaldığını varsayar. Ayrıca geniş ölçekli hava sistemleriyle gelen hava kütleleriyle enerjinin düşey değişimi göz önüne alınmaz.

Bitki katsayı faktörü ve referans evapotranspirasyon metodu

1998’de, Bitki evapotranspirasyon - bitki su ihtiyaçları bilgisayar Rehberi “Crop evapotranspiration – Guidelines for computing crop water requirements” (FAO-56 raporu), Blaney–Criddle, Penman, radyasyon ve havuz buharlaşma metodları kullanarak referans ürün evapotranspirasyonu için yeni bir standart önermiştir. FAO-56 yaklaşımı (FAO, 1998; Allen 2000) önce çayır veya yonca referans ürünü için bir referans evapotranspirasyon (ET^o) hesaplar ve ürün potansiyel evapotranspirasyon (ET^c) tahmini üretmek için empirik ürün faktörü (K^c) ile bunu çarpar. ET^c hesaplamaları, yağış ve sulama olaylarından sonra oluşan terleme ve buharlaşmanın ayrıca hesaplanmasını kapsayan dual ürün faktörünü kullandı.

FAO-56 Penman–Monteith metodu ürün yüzeyindeki net radyasyon, toprak ısı akışı, hava sıcaklığı, rüzgar hızı ve doymuş buhar basıncı eksikliğindne referans evapotranspirasyonu hesaplar. Ürün faktörü, stres azaltma katsayısı (K^s), bazal ürün katsayısı (K^cb) ve toprak su buharlaşma katsayısından belirlenir. K^cb eğrisi, başlangıç, gelişme, orta-sezon ve son sezon olmak üzere dört büyüme aşamasına bölünmüştür. Alan kapasitesi ve solma noktası hesaplamaları evapotranspirasyon için toprak su beslemesini belirler. Yüzey toprağından aşağı yönlü drenaj dahil edilmiştir fakat bilinen sulamalar arasındaki su stresinin fazla hesaplanmasına sebep olan doymuş su tabakasından suyun yukarı yönlü olmayan akış göz önüne alınmıştır. FAO-56 prosedüründeki su stresi K^s‘nin değerini azaltma yoluyla hesaplanır.

Geniş boğazlı scintillometre

Enerji dengesi metodu kullanarak aktüel evapotranspirasyonun hesaplanması hissedilir ısı akışı bilgisi gerektirir. Monin–Obukhov benzerlik teorisine göre, hissedilir ısı akışı (H) sıcaklık parametresinin yapısına bağlıdır, Geniş boğazlı scintillometre (ışınetkinlik/çarpışım ölçeri) (de Bruin ve diğerleri, 1995) ortalam değerlerini toplayan bir cihazdır. Bir alıcı ve verici arasında bir ışık kaynağı yönlendiren scintillometre havanın ışığı kıran indeksinin türbülans yoğunluğundaki dalgalanmaları analiz ve kayıt eder. Bu dalgalanmalar ışığın yolu boyunca ısı ve nem girdaplarının sebep olduğu sıcaklık ve nemdeki değişimlerden kaynaklanmaktadır. Sıcaklık, basınç ve nemdeki ilave veri ışığı kıran indeksin karakteristik parametresini hesaplamaya yaramaktadır. Bu hissedilir ısı akışına dönüştürülebilir. Scintillometre tekniklerinin önemli bir özelliği, ışık huzmesinin yolu boyunca ölçüm olmasına rağmen rüzgar etkisi nedeniyle, bu bir alan üzerindeki H’nin hesaplamasıdır. Bundan dolayı metod arazi ölçekli ölçümler ile geniş alan uzaktan algılama hesapları arasında bir ara seviye oluşturur.