Evaporación e intercambio de calor sensible con la atmósfera

Desde el punto de vista del balance térmico superficial (3.1), el intercambio de calor no radiativo entre la superficie de agua y la atmósfera se divide en los flujos de calor sensible (H), transmitido por conducción y convección, y de calor latente (λE), resultado de los cambios de estado del agua. Ambos se consideran conjuntamente porque se encuentran relacionados a través del ratio de Bowen ⁄ , como se verá a continuación.

En ausencia de restricciones de suministro de agua a la superficie, como ocurre en la marisma inundada, la cantidad de calor disponible en ella es el factor de control dominante del proceso de evaporación (Shuttleworth, 1993). El alcance o eficacia con los que se invierta esta energía en evaporar agua vendrá determinada por los procesos que controlan la difusión de vapor hacia el aire, siendo la turbulencia el mecanismo de transporte más eficiente y la principal responsable del intercambio de agua y calor entre el aire cercano a la superficie y las capas superiores de la atmósfera. El movimiento del aire ocurre cuando hay diferencias verticales de humedad y temperatura, por lo que los flujos térmicos de evaporación y calor sensible son proporcionales a los gradientes de estas variables en altura.

La transferencia de calor y vapor de agua desde o hacia la superficie se puede expresar mediante las relaciones de flujo-gradiente, que establecen un transporte proporcional al gradiente medio de su concentración en altura (Henderson-Sellers, 1986)

(3.35)

(3.36) donde q es la humedad específica del aire, Lv es el calor latente de vaporización (J kg-1) y cp es el calor específico a presión constante, normalmente asumido como cp = 1013 J kg-1 °C-1. Las difusividades turbulentas para vapor y calor sensible, Kv y KH, dependen de la estabilidad atmosférica, el arrastre ejercido por el viento y la rugosidad superficial, y son consideradas

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generalmente equivalentes. Asumiendo Kv=KH y teniendo en cuenta la relación entre la humedad específica y la presión de vapor e (hPa)

0.622 /( ) 0.622 / (3.37)

se puede expresar la relación de Bowen como función de los gradientes superficiales de temperatura y presión de vapor entre la superficie del agua (subíndice sw) y el aire cercano (subíndice a)

( )

( ) (3.38)

donde

. (3.39)

es la constante psicrométrica (hPa K-1) y P la presión atmosférica (hPa).

Medir la evaporación directamente es costoso, difícil y raramente llevado a cabo, por lo que tradicionalmente se han desarrollado técnicas de estimación indirecta que comprenden una alta variedad de requerimientos de información, así como de limitaciones técnicas y teóricas asociadas. En la práctica, ninguna de ellas se considera absolutamente superior al resto, y la elección del método apropiado en cada caso viene determinada por las características del lugar, los objetivos de estudio y los medios disponibles (Drexler et al., 2004). A continuación se repasan los métodos micrometeorológicos (de pequeña escala espaciotemporal de estudio) más comunes en la estimación de la evaporación y/o el flujo de calor sensible.

3.2.4.1 Medida mediante tanques y lisímetros

Los métodos más directos de medida son los tanques de evaporación y los lisímetros, que monitorizan directamente el balance de agua en un volumen de agua o de suelo controlado, respectivamente. Un lisímetro es un recipiente cilíndrico (1-2 m de profundidad y 1-6 m de diámetro) en el que se aísla un bloque de suelo con vegetación para monitorizar su balance de agua mediante medición precisa de sus cambios de peso. Los tanques se usan para medir evaporación sobre una superficie de agua libre y suelen aplicarse a casos de pequeños lagos poco profundos, utilizando dimensiones estandarizadas que varían entre 1-5 m de diámetro y 0.25-1 m de profundidad. Debido a los efectos de borde y su limitación en tamaño, sobreestiman entre un

75 5 y un 30% la tasa de evaporación, por lo que es necesario aplicar un coeficiente de proporcionalidad calibrado específicamente para cada lugar (Arya, 2001).

3.2.4.2 Covarianza turbulenta o Eddie Covariance

Entre los métodos de estimación indirecta más utilizados actualmente se encuentra el de la Covarianza Turbulenta o Eddie Covariance (e.g., Souch et al., 1996; Hughes et al., 2001; Tanny et al., 2008; Zhou y Zhou, 2009). Mediante esta técnica se calcula el flujo térmico de calor sensible y de vapor de agua a partir de la covarianza entre las desviaciones instantáneas de la componente vertical de la velocidad del viento y las desviaciones de la temperatura del aire y de la concentración de vapor de agua en periodos de tiempo cortos (30 minutos o una hora). Para ello, es necesario disponer de anemómetros sónicos, que son sensores específicos bastante costosos capaces de determinar las componentes vectoriales tridimensionales del viento.

3.2.4.3 Relación de Bowen-Balance de Energía

El método de la Relación de Bowen-Balance de Energía (en adelante BREB, por sus siglas en inglés) es también de los más utilizados (e.g., Burba et al., 1999b; German, 2000; Peacock y Hess, 2004). Determina los flujos de intercambio de calor sensible y latente con la atmósfera como resto de los demás componentes del balance térmico y realiza el reparto de calor entre ambos flujos mediante la relación de Bowen (3.38), basada en gradientes verticales de variables meteorológicas. En este método es necesario medir o estimar la radiación neta y el calor acumulado en la capa térmicamente activa de la superficie (agua, suelo, vegetación o sus combinaciones), además de variables meteorológicas, generalmente la temperatura y la humedad del aire a dos alturas.

3.2.4.4 Enfoque aerodinámico o de transferencia de masa

Entre los métodos clásicos de estimación de la evaporación se encuentra el enfoque aerodinámico o de transferencia de masa. Éste se basa, en lugar de en el suministro de energía calórica invertido en el proceso de evaporación, en la capacidad de la atmósfera para transportar vapor de agua desde la superficie, entendiendo el fenómeno como un proceso turbulento (Chow

et al., 1994). Sobre una superficie de agua, la tasa de evaporación E se describe generalmente con expresiones más o menos empíricas de tipo

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∆ (3.40)

Este tipo de ecuaciones fue propuesto inicialmente por Dalton en 1802. En ellas, B es una función que se puede interpretar como el coeficiente de transferencia de vapor, y ∆e es el déficit de presión de vapor sobre la superficie. Este factor describe la menor capacidad evaporante del aire cuando la humedad relativa es alta y viceversa, teniendo en cuenta el efecto de la temperatura. Debido a la excesiva complejidad que supondría desarrollar un modelo físico que contemple todas las variables involucradas en B, se han utilizado numerosas ecuaciones derivadas empíricamente con datos meteorológicos, generalmente a partir de la velocidad del viento y la temperatura. Se pueden consultar muchas de ellas en las recopilaciones de Henderson-Sellers (1986) y Singh y Xu (1997).

3.2.4.5 Método combinado

Tanto el suministro de energía como la capacidad de la atmósfera para transportar vapor pueden ser limitantes para la evaporación. Penman (1948) propuso una ecuación empírica que combina ambos términos, lo que se conoce como método combinado y se expresa, de forma simplificada,

(3.41) Donde R representa el calor acumulado en superficie y A la capacidad evaporante de la atmósfera, normalmente expresada como una función del viento. Los factores de ponderación suman la unidad, siendo γ la constante psicrométrica (3.39) y s el gradiente de la curva de presión de saturación del vapor con respecto a la temperatura del aire, según Allen et al. (1998)

( . ) (3.42)

La fórmula general de cálculo de la presión de saturación del vapor en función de la temperatura es

( ) 0.6108 exp .

. (3.43)

siendo exp una potencia de la base del logaritmo natural (2.718).

El modelo de Penman fue modificado posteriormente por Monteith (1965) para incorporar la resistencia aerodinámica y superficial al flujo de vapor de agua sobre una cobertura de

77 vegetación, quedando la expresión (3.41) como un caso particular de resistencia superficial nula, apropiada para situaciones de agua libre o superficie muy bien irrigada.

3.2.4.6 Renovación superficial

Recientemente se ha desarrollado la técnica de medida indirecta de Renovación Superficial (Surface Renewal), que ha sido escasamente aplicada en superficies de agua y humedales pero con resultados satisfactorios en comparación con otras técnicas (Zapata y Martínez-Cob, 2001; Mengistu y Savage, 2010). Se basa en la premisa de que las parcelas de aire superficiales se reemplazan por las inmediatamente superiores, y se aplica analizando estadísticamente la amplitud y duración de rápidos ascensos y descensos de temperatura del aire (rampas), para determinar H. Después λE se puede calcular por medio de otro método, como el balance de energía. Para aplicarlo es necesario disponer de medidas de temperatura de aire de alta frecuencia, del orden de 4-10 Hz, y realizar una calibración de H con respecto a un método independiente, generalmente datos de un anemómetro sónico.

3.2.4.7 Métodos empíricos

Cuando la información de campo disponible es limitada, se aplican métodos empíricos simplificados como la ecuación de Priestley-Taylor (1972), basada en la dominancia del término de balance térmico de la ecuación (3.41)

(3.44) siendo originalmente, en términos medios sobre superficies saturadas o de agua libre, α= 1.26. Varios estudios posteriores sobre masas de agua han validado el valor de este parámetro (Stewart y Rouse, 1977; Debruin y Keijman, 1979), así como propuesto variaciones y evoluciones sistemáticas en función de la hora del día, la época del año o la relación entre los distintos flujos que componen el balance térmico (Debruin y Keijman, 1979; Guo et al., 2007).

Existen otras muchas fórmulas empíricas de uso común, generalmente basadas en datos de radiación, humedad relativa y/o temperatura del aire (e.g., ecuaciones de Turc, Doorenbos y Pruit, Hargreaves). Generalmente son aplicables a periodos diarios o mayores, contienen un alto grado de empiricismo y sólo se recomienda usarlas en caso de no disponer de información suficiente para aplicar otro método (Shuttleworth, 1993).

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