4 Het Meten van Verdamping Fred Bosveld en Eddy Moors Contents 4 Het Meten van Verdamping.......................................................................................................1 4.1 Inleiding...........................................................................................................................2 4.2 Methoden gebaseerd op de waterbalans ................................................................................3 4.2.1.
Verdamping op basis van afvoermetingen ..................................................................3
4.2.2.
Verdamping op basis van bodemwaterverandering.......................................................4
4.2.3.
Lysimeters.............................................................................................................6
4.2.4.
Verdampingspan.....................................................................................................7
4.3 Micro-meteorologische methoden .........................................................................................8 4.3.1.
Eddy-correlatiemethode...........................................................................................8
4.3.2.
Bowen-verhouding-energiebalans methode............................................................... 10
4.3.3.
Fluxprofiel-methode .............................................................................................. 11
4.3.4.
Flux variantie methode .......................................................................................... 12
4.3.5.
Scintillometer....................................................................................................... 13
4.4 Energiebalanssluiting........................................................................................................ 14 4.5 Waarnemingen voor het gebruik van verdampingsvergelijkingen............................................. 14 4.6 Nieuwe ontwikkelingen ..................................................................................................... 15 4.7 Conclusies ...................................................................................................................... 16 4.8 Literatuurlijst .................................................................................................................. 18
4.1 Inleiding De dalende hoeveelheid beschikbaar water van een voldoende hoge kwaliteit, de toenemende vraag naar water en de schaarste van land vergroten de behoefte aan precisie waterbeheer. Dit zal alleen mogelijk zijn indien alle termen in de waterbalans voldoendenauwkeurig kunnen worden geschat. In de gematigde streken, zoals waar Nederland in ligt, verlaat een belangrijk deel van het in een gebied aanwezige water dat gebied door verdamping. Het is daarom van belang om te weten hoe verdamping kan worden gemeten en om te kunnen beoordelen wat de betrouwbaarheid van verschillende meettechnieken is. In dit hoofdstuk bespreken we een aantal methoden om de verdamping te meten die gangbaar zijn in de hydro-meteorologie. Hierbij ligt de nadruk op in-situ metingen. Het bepalen van de verdamping door middel van remote-sensing wordt in hoofdstuk 5 besproken. Er zijn verschillende manieren om de verdamping te bepalen (Moors, 2008). Er zijn de methoden gebaseerd op de waterbalans. Vaak wordt dan de verdamping geschat als het residu van de waterbalans. Dit zorgt er wel voor dat alle schattingsfouten van de andere componenten van de waterbalans accumuleren in de geschatte verdamping. Een alternatief is om de verandering in bodemvocht te bepalen met behulp van (micro-) lysimeters of bodemvochtsensoren. Het grootste nadeel van deze methoden is het kleine meetvolume in combinatie met de ruimtelijke variabiliteit en het daaraan gerelateerde probleem hoe deze metingen op te schalen zijn naar een groter gebied.
Figuur 4.1Schematisch overzicht van relatie tussen ruimtelijke en temporele resolutie (d.w.z. de oppervlakte en de tijdsperiode die nodig zijn om zinnige metingen te verkrijgen) van de verschillende technieken die gebruikt kunnen worden voor het bepalen van de verdamping. Hierbij zijn de methoden in twee groepen verdeeld: methoden die gebruik maken van de waterbalans en methoden die gebaseerd zijn op micrometeorologische technieken.
Methoden om de verdamping te schatten die min of meer onafhankelijk zijn van de andere componenten van de waterbalans, zijn gebaseerd op micro-meteorologische methoden. Zo kan de energiebalans samen met metingen van verticale gradiënten van temperatuur, vochtigheid en windsnelheid (Bowenratio methode) worden gebruikt om de verdamping te bepalen. Als alternatiefkan gebruik worden gemaakt van hoogfrequente metingen van windsnelheid en vochtigheid, waardoor de verdamping direct te bepalen is (Eddy-correlatie methode). Beide methoden hebben het voordeel dat ze in vergelijking tot bijvoorbeeld lysimeters integreren over een groter gebied. Het belangrijkste nadeel van de eddycorrelatie methode is de complexiteit van de meting. Figuur 4.1 geeft een overzicht van de ruimtelijke en temporele schalen die de verschillende methoden om de verdamping te bepalen karakteriseren. Welke methoden het “best” te gebruiken is, hangt af van het doel van het onderzoek, hierbij spelen naast de keuze van ruimtelijke en temporele schaal ook zaken zoals vereiste nauwkeurigheid en beschikbare middelen (geld en personeel) een rol. Met betrekking tot dit laatste is het belangrijk om in de beslissing mee te nemen dat de kennis van het personeel met een methode sterk de nauwkeurigheid van de resultaten kan beïnvloeden. Allen et al. (2011) schatten dat
het inzetten van niet goed getraind personeel een extra onnauwkeurigheid kan geven van tussen de 10% en 160% afhankelijk van de complexiteit van de methode. In de volgende paragrafen wordt een korte beschrijving van de verschillende methodes gegeven met de belangrijkste voor- en nadelen van de betreffende methode vaak uitgedrukt in de bijbehorende nauwkeurigheid.
4.2 Methoden gebaseerd op de waterbalans Traditioneel is in het verleden de verdamping vooral bepaald door het opstellen van een waterbalans. De methoden die hier gebruik van maken gaan uit van de aanname dat het mogelijk is een sluitende waterbalans op te stellen voor een goed afgebakend gebied. De verdamping kan in dat geval verkregen worden als het residu van de waterbalans. In zijn meest eenvoudige vorm ziet de waterbalans er als volgt uit: (4.1) Waarbij P de neerslag, E de verdamping, Q de horizontaal en/of verticale afvoer en ∆S de verandering in de waterberging is. Vaak worden de volumes omgerekend naar dieptes door te delen door het oppervlak van het gebied. Dan wordt als eenheid mm d-1 gebruikt. Op een lange tijdschaal van meerdere jaren, kan ∆S vaak verwaarloosd worden. Methoden waarbij de waterbalans wordt gebruikt voor het schatten van de verdamping maken gebruik van metingen van de afvoer, metingen van de verandering in het bodemwater, of een combinatie daarvan. In alle gevallen dient de neerslag gemeten te worden. Hoewel de neerslag vaak wordt beschouwd als eenvoudig meetbaar, zijn er een aantal factoren die een relatief grote onzekerheid in dit element van de waterbalans kunnen veroorzaken. Bij het gebruik van traditionele regenmeters, wordt de onzekerheid niet alleen bepaald door systematische fouten zoals die bijvoorbeeld veroorzaakt worden door blootstelling aan de wind, die fouten kan geven van 5 tot 20%, maar ook door de ruimtelijke variabiliteit van neerslag. Deze laatste onzekerheid is afhankelijk van de dichtheid van het regenmeternetwerk en het ruimtelijk patroon van de regenbuien. In relatief vlakke gebieden zoals Nederland kan de ruimtelijk onzekerheid gereduceerd worden door bijvoorbeeld gebruik te maken van gegevens van een neerslagradar (zie bijv. Van de Beek et al., 2010). Het feit dat de verdamping wordt bepaald als het residu van de waterbalans heeft als consequentie dat de fouten in de metingen van de andere componenten van de waterbalans onderdeel zijn van de fout in de aldus verkregen verdamping. De nauwkeurigheid van de zo verkregen verdamping hangt dus af van de nauwkeurigheid waarmee de andere componenten bepaald kunnen worden. Deze nauwkeurigheid wordt niet alleen bepaald door de nauwkeurigheid van het meetinstrument, de plaatsing van het meetinstrument, de representativiteit van de meting voor het te beschouwen gebied en het meetinterval, maar in de dagelijkse praktijk vaak nog veel meer door het beheer en onderhoud van de meetlocatie. Hoe de andere componenten van de waterbalans worden gemeten hangt af van de hydrologische eigenschappen van het gebied en het doel van de studie met de daarbij behorende ruimtelijke en temporele schaal. De twee meest uiteenlopende methoden in deze categorie zijn de (micro-)lysimeters met een oppervlakte variërend van ~10 cm2 tot ~100 m2 en een tijdresolutie van 1 uur tot 1 dag en stroomgebiedsstudies met oppervlaktes van >1000 km2 en een tijdsresolutie van 1 jaar. Een speciaal geval is de verdampingspan. Aan deze methode kleven grote nadelen en wordt daarom niet of nauwelijks in Nederland toegepast. Echter in het buitenland, o.a. in de Verenigde Staten wordt de verdampingspan wel veel gebruikt, daarom is het goed om te weten wat de voor- en nadelen van deze methode zijn. In de volgende secties worden de belangrijkste methoden die gebaseerd zijn op de waterbalans kort besproken
4.2.1. Verdamping op basis van afvoermetingen
Figuur 4.2 Afvoer tijdens hoogwater van uit het stroomgebied van de Hupselse beek, een van de bekendste stroomgebieden in Nederland waar de verdamping o.a. als residu van de waterbalans bepaald is (Foto leerstoelgroep Hydrologie en Kwantitatief Waterbeheer, Wageningen Universiteit).
De afvoer, via het oppervlaktewater, van een stroomgebied wordt vaak gezien als de variabele die het beste veranderingen in de verschillende hydrologische kenmerken van het stroomgebied representeert. Ook veranderingen in bijvoorbeeld het landgebruik die effect hebben op de verdamping zullen veranderingen in de afvoer ten gevolge hebben. Er zijn veel verschillende meetopstellingen voor het bepalen van de afvoer mogelijk. Figuur 4.2 laat een voorbeeld zien van een afvoermeetpunt. Het volume van de afvoer, de variatie daarin en eventueel andere doelen waar het zelfde kunstwerk, zoals stuw of gemaal, voor wordt gebruikt bepalen in combinatie met operationele randvoorwaarden en beschikbare middelen de keuze. In het eenvoudigste geval is het stroomgebied goed gesloten; d.w.z. er vindt, buiten de oppervlaktewaterafvoer, geen zijdelingse in- of uitstroom plaats, en er vindt geen percolatie naar, of capillaire opstijging van het grondwater plaats. Door alleen de jaarlijkse totalen in beschouwing te nemen, worden de veranderingen in de bodemvochtopslag verwaarloosbaar verondersteld. In dit geval is de onzekerheid in de neerslag (zie ook vorige paragraaf) de belangrijkste oorzaak van de onzekerheid in de verdampingsschattingen. In de praktijk zal het stroomgebied vaak niet volledig gesloten zijn, zodat men gedwongen is een schatting te maken van de zijdelingse in- of uitstroom en percolatie naar, of capillaire opstijging van het grondwater. Het meten van de grootte van deze componenten is zeer lastig. Fouten in de schatting van deze componenten van de waterbalans kunnen dan ook aanzienlijk zijn, d.w.z. van dezelfde orde van grootte als de afvoer. Meestal is het af te raden de verdamping te bepalen uit de waterbalans indien dergelijke situaties optreden en het lastig is de lekverliezen te kwantificeren. De afvoer is met een goede meetopstelling en onder de juiste condities de nauwkeurigst meetbare hydrologische variabele met een onzekerheid die dan minder kan zijn dan 5% (Herschy, 1999). Om deze nauwkeurigheid te bereiken, moet de meetopstelling goed geijkt zijn en het beheer en onderhoud goed op orde zijn. In het meest ideale geval (d.w.z. goed gedefinieerde gebiedsgrenzen en lang meetinterval, zodat geen rekening hoeft te worden gehouden met eventuele bergingsveranderingen) is de onzekerheid in de verdamping die met deze methode bepaald wordt, naast de onzekerheid in de eerder genoemde afvoer, vooral afhankelijk van de onzekerheid in de gebiedsneerslag.
4.2.2. Verdamping op basis van bodemwaterverandering Verdamping kan worden berekend op basis van veranderingen in het watergehalte van de bodem indien de neerslag bekend is, en indien afvoer, capillaire opstijging en drainage verwaarloosbaar zijn of kunnen worden gekwantificeerd. Deze methode vereist herhaalde metingen van het watergehalte van de bodem die representatief zijn voor het te beschouwen gebied. Een meetreeks van het watergehalte van de bodem kan worden verkregen met behulp van bijvoorbeeld neutronensondes, γ-ray scanners (Hillel,
1998), time-domain reflectometry (Topp et al., 1980), of frequency domain reflectrometry (Hilhorst, 1984). Het bepalen van de verdamping op basis van veranderingen in het bodemwatergehalte wordt met name toegepast als het landoppervlak relatief vlak is, waardoor de oppervlakkige afvoer vaak verwaarloosbaar is. Indien de bodemstructuur goed doorlatend is en de grondwaterstanden diep zijn kan tevens de capillaire opstijging verwaarloosbaar verondersteld worden. Voor dit soort bodems kan, indien het watergehalte van de bodem gelijk is aan of minder dan het watergehalte bij veldcapaciteit, de percolatie onder de wortelzone verwaarloosbaar worden verondersteld. Dit is een redelijke veronderstelling in sommige gevallen, maar gaat in veel gevallen voor korte meet tijdstappen zoals dagen niet op, doordat (langzame) drainage nog weken kan duren na een regenbui of irrigatiegift. Mede hierdoor kunnen bij het gebruik van deze methode fouten tot 30% optreden in de schatting van verdamping (Van Bavel et al., 1968). Gelijktijdige metingen van het bodemwatergehalte en de bodemwaterpotentiaal (bijv. doormiddel van tensiometers) kunnen worden gebruikt om onderscheid te maken tussen de onderlinge verhouding van het netto waterverlies ten gevolge van verdamping en die door drainage. Deze methode is gebaseerd op de bepaling van het vlak waar geen stroming van het bodemwater plaatsvindt (McGowan& Williams, 1980). Dit zogenaamde zero-flux vlak is gelegen op de diepte waar de hydraulische potentiaalgradiënt nul is (zie Figuur 4.3). De veranderingen in bodemwater boven het zero-flux vlak kunnen worden toegeschreven aan de verdamping en de veranderingen onder het zero-flux vlak aan de drainage. Dit concept om de verdamping en drainage te scheiden veronderstelt dat plantenwortels geen water onttrekken onder het zero-flux vlak. Deze aanname is zeker bij meerjarige vegetatie zoals, gras, boomen wijngaarden, bos en veel andere natuurlijke vegetatie, niet altijd realistisch. Ook kan het moeilijk zijn om nauwkeurig de diepte van het zero-flux vlak te bepalen indien de wateropname door de wortels te klein is om een zodanige hydraulische gradiënt te creëren die een ondubbelzinnige detectie van het zeroflux vlak mogelijk maakt.
Figuur 4.3 Schematische weergave voor de bepaling van de diepte waarop bodemwater niet naar boven of beneden beweegt: het zero-flux vlak. Veranderingen in de hoeveelheid bodemwater boven het zero-flux vlak dragen bij aan de verdamping, terwijl het bodemwater eronder wegzakt naar diepere bodemlagen.
De nauwkeurigheid van de methode is grotendeels afhankelijk van hoe goed de bodemwatermetingen de veranderingen in het bodemwatergehalte in het onderzoeksgebied representeren. Het meetvolume van bovengenoemde in-situ instrumenten hebben een doorsnede van enkele centimeters tot decimeters. Om een representatief gemiddelde van plot of veld te verkrijgen, dienen een aantal toegangsbuizen of profielen met bodemwatersensoren te worden geïnstalleerd. Een goede verdeling over het gebied is daarbij van belang. Vanwege de vaak kleine verandering in het bodemwatergehalte en de beperkte nauwkeurigheid van de metingen zijn tijdstappen van minder dan een dag in het algemeen niet haalbaar. De nauwkeurigheid van de methode hangt tevens af van de fouten die in verband staan met de installatie en calibratie van de bodemwatersensoren en de tensiometers. Doordat geen gebruik wordt gemaakt van de absolute watergehaltes, maar van veranderingen, kan bij een goede calibratie en het gebruik van een tijdstap van een week tot een maand een nauwkeurigheid in de verdamping van 10 tot 30% (Allen et al., 2011) bereikt worden.
Een alternatief voor het in-situ meten van het bodemwater is het gebruik van remote-sensing beelden, die een betere ruimtelijke dekking hebben. Op dit moment zijn bodemwatergehalten verkregen door remote-sensing vaak minder nauwkeurig dan in-situ metingen. Maar dit vakgebied is sterk in ontwikkeling en er komen voortdurend nieuwe veelbelovende sensoren en technieken beschikbaar.
4.2.3. Lysimeters Lysimeters (zie Figuur 4.4) zijn in wezen kleine, of grotere, door mens gemaakte afgesloten stroomgebiedjes. Door de waterbalans van een dergelijk volume op te stellen kan de verdamping bepaald worden.
Figuur 4.4Aanleg van de inmiddels stopgezette lysimeters bij Castricum die van 1941 tot 1999 hebben gefunctioneerd (foto archief PWN). Het principe van de meeste op het moment in gebruik zijnde lysimeters is gebaseerd op het meten van gewichtsveranderingen van een geïsoleerde en vaak geëxtraheerde, ongestoorde grondkolom. De verdamping wordt berekend op basis van de verschillen tussen het regelmatig gemeten gewicht van de grondkolom gecorrigeerd voor neerslag, irrigatiegift, en vaak drainage. De lysimeter is meestal zo opgesteld dat de bovenkant gelijk is met het omliggende terrein, vaak is ook de vegetatie gelijk aan die van het omliggende terrein. Er wordt aangenomen dat het vochtverlies van de lysimeter representatief is voor die van de omgeving. Lysimeters variëren in grootte en diepte, voornamelijk afhankelijk van het type van verdamping (totaal, vegetatie of bodem) waarnaar de interesse uitgaat en het type vegetatie. Grote tot middelgrote lysimeters worden voornamelijk gebruikt om de totale verdamping, dat wil zeggen, vegetatie- plus bodemverdamping (bijv. Dugas and Bland, 1989; Allen and Fisher, 1990) te meten. Bovendien kunnen ze de transpiratie meten indien de kale grond onder het gewas is afgedekt om bodemverdamping te voorkomen (zie Klocke et al., 1985). Micro-lysimeters (zie Boastand Robertson, 1982), worden hoofdzakelijk gebruikt voor het meten van de bodemverdamping onder vegetatie. Deze micro-lysimeters bestaan uit grondkolommen met een gewicht van gewoonlijk 1 tot 10 kg, met diameters van 5 tot 20 cm en een diepte van 5 tot 30 cm. De ruimtelijke omvang van de meting is gelijk aan de lysimeter oppervlak. Lysimeters worden vaak ingezet voor het verkrijgen van langjarige meetreeksen van het seizoensgebonden waterverbruik. Bij de meeste grotere lysimeters wordt gebruik gemaakt van een automatische weegsysteem, waarmee elk halfuur wordt gemeten, terwijl micro-lysimeters vaak een keer per dag handmatig worden gewogen. Praktische details die bij het gebruik van lysimeters dienen te worden overwogen, zijn: de diepte van de lysimeter, het minimalisering van de verstoring van bodem en planten bij de extractie van de grondkolom, de begrenzing van de waterstroming die vaak wordt opgelegd aan de basis van de lysimeter (bijv. drainage- en capillaire opstijging zijn nul voor micro-lysimeters met een gesloten bodem), minimalisering van randeffecten, en de keuze van het materiaal van de lysimeterwand. Het materiaal waarvan de lysimeter is gemaakt, vooral indien dit van metaal is, kan een significant effect op de bodemwarmtestroom en daarmee op de verdamping hebben. Om randeffecten te minimaliseren dient de vegetatie in de lysimeter overeen te komen met de vegetatie rondom de lysimeter. Veel voorkomende problemen bij lysimeters zijn de ontwikkeling van de vegetatie, verschillen tussen de begroeiing in de lysimeter en de omgeving. Bij vooral micro-lysimeters kan een te grote uitdroging zorgen voor een kleinere dan de werkelijke verdamping, waardoor deze methode minder geschikt is voor het meten van verdamping bij watertekorten.
Er bestaat uitstekende documentatie met technische details voor het ontwerpen van lysimeters als mede literatuur over de voor- en nadelen van het gebruik van lysimeters (bijv. Allen et al., 1991). De resolutie van de verdamping gemeten met lysimeters is afhankelijk van de gebruikte weegapparatuur. Een veel voorkomende resolutie is 0,02 mm. Naast de eerder genoemde aandachtspunten en de onnauwkeurigheid van de neerslagmeting, kan de onzekerheid in de verkregen verdamping ook beïnvloed worden door: de wind, temperatuur en hysterese-effecten (Allen and Fisher, 1990). Voor handmatig bemeten (micro-) lysimeters is de tijd sinds de kern werd geëxtraheerd uit het bodemprofiel door het risico van uitdroging een extra bron van onzekerheid. Een typische meetfout voor micro-lysimeters met een lengte van 70 mm is < 0.5 mm voor een maximale meetperiode van 1 of 2 d (Boastand Robertson, 1982). Allen et al. (2011) geven een onzekerheidsrange van 5 tot 15% in de verdamping gemeten met een lysimeter. Dit betreft de onzekerheid in de verdamping uit de lysimeter zelf. De onzekerheid in de verdamping uit de omgeving is in de meeste gevallen aanzienlijk groter, en wordt vooral bepaald door de representativiteit van de samenstelling en structuur van bodem en vegetatie in de lysimeter
4.2.4. Verdampingspan Door de ogenschijnlijke eenvoud van de verdampingspan, is deze waarschijnlijk het meest gebruikte meetinstrument voor het schatten van de verdamping. Het bekendste type verdampingspan is de Class A pan van de Amerikaanse weerdienst (zie Figuur 4.5). De pan is rond, heeft een diameter van 120,7 cm in diameter, is 25 cm diep en meestal gemaakt van gegalvaniseerd ijzer. De pan staat gemonteerd op een houten open platform 15 cm boven de grond. De grond onder de pan wordt opgehoogd tot 5 cm van de bodem van de pan. De pan wordt gevuld met water tot 5 cm onder de rand. De metingen van de waterdiepte worden elke dag in de vroege ochtend gedaan. Tegelijkertijd wordt de neerslag gemeten. De metingen van de waterdiepte worden gedaan in een staande buis (10 cm diameter) die in de pan staat nabij de rand. Een meer gedetailleerde beschrijving van de constructie en de onderhoudseisen is te vinden in Allen et al. (1998). De panverdamping is gerelateerd aan de referentieverdamping door middel van een empirisch afgeleide pan coëfficiënt. Deze coëfficiënt is afhankelijk van de kleur, de grootte en de positie van de pan. Hoewel de panverdamping reageert op dezelfde meteorologische variabelen als gewassen, kunnen diverse factoren significante verschillen veroorzaken. Zo kan de warmteopslag in de pan groot zijn, waarmee een significante verdamping ’s nachts kan optreden. Ondanks deze tekortkomingen kan bij een goed geïnstalleerde en onderhouden verdampingspan op een 10-daagse of langere tijdschaal, een nauwkeurigheid van maximaal 10% worden verkregen. Echter de meetfout kan snel toenemen door tal van oorzaken, zoals: door slecht onderhoud van de standaard kleur van de pan (10% extra), door de installatie van schermen om te voorkomen dat dieren water uit de pan drinken(10% extra ), door hoge gewassen rondom de pan (5 tot 30% extra), door het waterniveau in de pan te ver te laten dalen (15% extra).
Figuur 4.5Waarnemer meet de diepte van het water in een Class A verdampingspan. Bron: NOAA, National Weather Service Collection.
4.3 Micro-meteorologische methoden Micro-meteorologische methoden meten op meer of minder directe wijze de verdamping als een verticale waterdampflux in de onderste lagen van de atmosfeer. Met deze methoden is het mogelijk een schatting van de verdamping te maken die onafhankelijk is van de andere componenten van de waterbalans.
4.3.1. Eddy-correlatiemethode In H2.x zagen we hoe onder turbulente condities de verticale flux van een grootheid, zoals waterdamp, bepaald kan worden door correlatie in de tijd van in de atmosfeer waargenomen fluctuaties in de verticale windsnelheid en vochtgehalte van de atmosfeer. Vanwege de engelse term “eddy” voor turbulente wervel wordt dit de eddy-correlatie methode genoemd. Om tot een nauwkeurige schatting van de flux te komen moeten sterke eisen aan de ruimtelijke en temporele resolutie van de meettechnieken worden gesteld. Aansluitend bij de schalingsargumenten uit H2.x schatten we de grootte van de belangrijkste transporterende turbulente wervels op de meethoogte z als κz. Bij een windsnelheid U passeert zo’n wervel in een tijd κz/U. Omdat ook kleinere wervels bijdragen zullen we dus zeker een orde (factor 10) kleinere schalen moeten kunnen waarnemen. Voor een typisch meethoogte van 5 m en een windsnelheid van 5 m s-1 vinden we voor de op te lossen ruimtelijke schaal 0.2 m en voor de tijdschaal 0.04 s. Dus de sensoren moeten snel genoeg en klein genoeg zijn en tevens moeten de sensoren voor wind en vocht ook voldoende dicht bij elkaar geplaatst zijn en voldoende synchroon bemeten worden. Windfluctuaties worden gemeten met een sonische anemometer waarbij de looptijden van ultrasone geluidspulsen over een kort pad worden bepaald. De looptijden zijn afhankelijk van de windsnelheid langs het pad van het geluidssignaal. En passant wordt ook de geluidssnelheid gemeten welke een directe functie van de luchttemperatuur is. Op deze wijze kunnen dus ook temperatuurfluctuaties gemeten worden. Verschillende technieken zijn beschikbaar om vochtfluctuaties te meten. In gesloten pad systemen wordt lucht aangezogen vanuit het meetvolume van de sonische anemometer en wordt de concentratie bepaald in een gasanalysator. In open-pad systemen wordt de extinctie van licht in een waterdampabsorptielijn gemeten over een pad dichtbij het meetvolume van de sonische anemometer. Figuur 4.6 laat typische eddy-correlatie opstellingen zien.
Figuur 4.6:(linksboven) Een gesloten pad Eddy-correlatie -systeem zoals gebruikt in Yakutsk, Siberië door Alterra-WUR (foto Eddy Moors) hier is een Krypton hygrometer en de luchtinlaat te zien. De luchtinlaat leidt naar de meetkast met daarin de IRGA (Infra Red Gas Analyzer), zie foto onder; (rechtsboven) een open pad Eddy-correlatie systeem opgesteld in Frankrijk (foto Jan Elbers).
Moderne state-of-the-art sensoren voldoen aan de belangrijkste eisen voor toepassing van de eddycorrelatie techniek. Ondanks dat zijn er nog allerlei praktische aspecten die de kwaliteit van fluxschattingen met deze techniek beïnvloeden. Voor een aantal van deze aspecten worden correcties uitgevoerd (zie bijv. Aubinet et al., 2000). Stromingsobstructie rond de meetopstelling kan leiden tot niet horizontale stroming door het meetvolume en een beïnvloeding van de gemeten verticale wind door de horizontal. Toch nog aanwezige beperkingen in ruimtelijke en temporele resolutie worden gecorrigeerd op basis van turbulente spectra. Temperatuur fluctuaties genereren dichtheidsvariaties. Hierdoor wordt een schijnbare vochtflux gegenereerd. Ook hiervoor wordt gecorrigeerd. Eddy-correlatie fluxen worden bepaald over een periode van typisch 10 of 30 minuten. Hierbij gaan fluxbijdragen op langere tijdschaal verloren. Correcties zijn van belang met name als op grotere hoogte gemeten wordt. Door neerslag en dauwvorming worden de metingen vaak verstoord, waardoor het moeilijk is om continue meetreeksen op te bouwen. De metingen moeten dan aangevuld worden met andere metingen, “gap-filling” technieken (zie bijv. Moors, 2012; Falge et al., 2001) of met schattingen op basis van de in H2 genoemde verdampingsformules. Figuur 4.7 laat waarnemingen zien van fluctuaties van verticale wind- en vochtwaarnemingen. Ook wordt het product weergegeven. Dit is dus de instantane bijdrage aan de eddy-correlatie flux. In de vierde plot wordt een 10 sec filter toegepast zodat goed te zien is hoe de bijdrage aan de eddy-correlatie flux in de tijd is opgebouwd. Opvallend is dat er zowel perioden met positieve als met negatieve bijdragen zijn, maar dat de positieve bijdragen overheersen.
Figuur 4.7Fluctuaties van verticale windsnelheid (w) en specifieke vochtigheid (q) voor een 10 minuten periode op een heldere dag in mei 2008. De derde grafiek geeft het product weer na aftrek van de gemiddelde w en q (wq), in de vierde grafiek is een 10 seconde blokfilter toegepast (wq_fil).
De eddy-correlatie methode meet de flux van een stroomopwaarts terrein. Voor typische meethoogten van enkele meters is overdag de “footprint” 1 hectare groot. ’s Nachts kan de grootte van de “footprint” oplopen tot een vierkante kilometer.
4.3.2. Bowen-verhouding-energiebalans methode De energiebalansvergelijking aan het oppervlak laat zien dat de verdamping afhangt van de verdeling van de beschikbare energie over de voelbare- en latente warmte flux. Dus als we de beschikbare energie kennen en de verhouding van voelbare- en latente warmteflux, kunnen we de verdamping bepalen. Deze verhouding wordt de Bowen-verhouding (β)genoemd. Dit leidt tot:
λE =
Rn − G 1+ β
(4.2)
De beschikbare energie bestaat boven land uit de nettostraling (Rn) en de bodemwarmtestroom (G). Nettostraling wordt gemeten met een nettostralingssensor. Deze sensor meet de balans van kort- en langgolvige straling. Een nadeel van dit sensortype is dat een compromis gevonden moet worden om zowel kort- als langgolvige straling nauwkeurig te kunnen meten. Daarom worden tegenwoordig vaak de vier componenten afzonderlijk met specifieke sensoren gemeten (Van der Molen en Kohsiek, 1996) (zie figuur 4.10). Bodemwarmtestroom wordt gemeten met bodemwarmtestroomplaatjes. Deze sensoren kunnen niet direct aan het oppervlak geplaatst worden omdat ze daarmee de bodemwarmtestroom zelf te veel beïnvloeden. Om de bodemwarmtestroom aan het oppervlak te bepalen zijn aanvullende metingen nodig om de warmteopslag in de toplaag van de bodem te bepalen. Tevens moeten correcties uitgevoerd worden voor het verschil in de thermische conductiviteit van de fluxplaatjes en de bodem. Onder aanname van gelijke turbulente uitwisselingscoëfficiënten voor temperatuur en vocht kan de Bowen-verhouding bepaald worden uit verticale verschilmetingen in de onderste meters van de atmosfeer van temperatuur en vocht zonder dat we de absolute waarde van de uitwisselingscoëfficiënt hoeven te kennen. Het meten van de relatief kleine verschillen in temperatuur en vocht stelt strenge eisen aan de sensoren. Dit geldt in nog sterkere mate voor deze waarnemingen boven ruw terrein zoals
bossen waar de verschillen in de vertikaal erg klein kunnen zijn. Een veel toegepaste sensortype is de psychrometer waarbij de droge- en nattebol temperatuur gemeten wordt. Om voldoende nauwkeurigheid te verkrijgen wordt sterk geventileerd en worden de sensoren grondig tegen stralingsinvloeden afgeschermd. Door gebruik te maken van meerdere sensoren die automatisch bij ieder meting worden omgewisseld, kan de fout aanzienlijk verkleind worden. Aan Vergelijking 4.2 kunnen we zien dat bij Bowen-verhouding in de buurt van -1 grote onzekerheden gaan optreden omdat de noemer van de uitdrukking in de buurt van nul komt. Dit treedt met name rond zonsopkomst en -ondergang op als de voelbare warmteflux neerwaarts gericht raakt. Nadeel van psychrometers is dat ze bij vorst over het algemeen niet goed functioneren. Ook kan de natte bol ongemerkt droog lopen, waardoor de metingen niet meer bruikbaar zijn.
Figuur 4.8: “Temperatureinterchange system” voor het meten van de Bowen-verhouding. Locatie Edesebos (Foto Marja Ogink-Hendriks).
Figuur 4.8 laat opstellingen zien waarmee de Bowen-verhouding-Energiebalans-methode toegepast kan worden boven bos. Figuur 4.9 laat vergelijkbare opstellingen zien boven grasland. Omdat verschillende metingen gecombineerd worden is van belang dat deze metingen allen boven of in hetzelfde terrein geschieden en het liefst zo dicht mogelijk bij elkaar. De Bowen-verhouding-metingen hebben een grotere (ongeveer factor 2) “footprint” dan de eddy-correlatie-methode en het is dus van belang dat het terrein op deze schaal homogeen is (Schmid, 1994).
4.3.3. Fluxprofiel-methode Als we de turbulente uitwisselingscoëfficiënt voor vocht wel kennen, kunnen we het zonder een waarneming van de beschikbare energie doen om de verdampingsflux te bepalen. Naast het verticale vochtverschil van vocht en temperatuur hebben we dan ook nog een meting van het verticale windverschil nodig om de uitwisselingscoëfficiënt en de invloed van stabiliteit hierop te kunnen bepalen. In bepaalde gevallen kan het handig zijn het onderste meetpunt te vervangen door de oppervlaktewaarde. Voor temperatuur kan dat als de oppervlaktetemperatuur bekend is, bijvoorbeeld uit een stralingstemperatuur bepaling, en de ruwheidslengte voor warmte. Voor wind is de oppervlakte waarde nul maar moet de ruwheidslengte voor impuls bekend zijn. Deze ruwheidslengten zijn redelijk te schatten op basis van terreinkenmerken. Ook bij de flux-profiel-methode geldt dat de verschillen in het profiel met een hoge nauwkeurigheid bepaald moet worden. De methode is bijzonder gevoelig voor ruwheidsovergangen in het bovenwindse terrein. Deze verstoren de relatie tussen verticale gradiënt en de flux waardoor al snel fouten van meer dan 20% optreden.
Figuur 4.9Psychrometerprofiel opstelling met sensoren op vaste hoogte (links) en nettostraling d.m.v. vier componenten (rechts) boven grasland. Locatie Cabauw. (fotos Fred Bosveld).
Het is van belang dat de waarnemingen allen in de buurt van elkaar plaats vinden. De “footprint”is vergelijkbaar met die van de Bowen-verhouding-methode.
4.3.4. Flux variantie methode Een andere route tot de verdampingsflux is door naast de beschikbare energie de voelbare warmteflux op een onafhankelijk wijze te bepalen. Dan volgt de verdamping uit de restterm van de energiebalans vergelijking. Dit kan natuurlijk door de voelbare warmteflux met een sonische thermometer/anemometer te meten zoals voor de eddy-correlatie techniek wordt gebruikt. Een eenvoudiger methode is voorgesteld door Tillman (1972) en de Bruin et al. (1993) door het meten van de variantie van temperatuur. Dit kan met een betrekkelijk eenvoudige sensor (zie Figuur 4.10).
Figuur 4.10 Thermokoppel,gemonteerd tussen de twee verticale pootjes,voor het meten van de temperatuur variantie voor het bepalen van de voelbare warmte (foto Eddy Moors).
Aannemend dat de variantie van temperatuur volledig bepaald wordt door de oppervlaktefluxen dan krijgen we volgens Monin-Obukhov Similariteits Theorie (MOST, zie H2):
H = − ρC p u*θ *
σ T = θ * f T ( z / L)
(4.3)
Samen met een windmeting en de ruwheidslengte die informatie geeft over de wrijvingssnelheid kunnen deze vergelijkingen langs iteratieve weg opgelost worden. Hierbij is een onafhankelijk inschatting van de atmosferische stabiliteit nodig om te bepalen of de voelbare warmtestroom naar boven of naar beneden gericht is. Van belang is dat alle metingen in de buurt van elkaar plaats vinden boven een homogeen terrein van de grootte van de “footprint” van de flux variantie methode. Deze is vergelijkbaar met die van de eddycorrelatie methode. De Bruin et al. (1993) vonden dat onder sommige omstandigheden de methode niet goed werkt. Dit resultaat wordt verklaard door later onderzoek van Jonker et al. (1999) die laat zien dat de varianties van scalaire grootheden zoals temperatuur en vocht niet voldoen aan MOST. Dit probleem kan voorkomen worden door alleen naar de variaties op korte tijdschalen te kijken. Dit wordt toegepast in de scintillometertechniek.
4.3.5. Scintillometer Iedereen kent het twinkelen van de sterren aan de nachtelijke hemel of het tintelen van de lucht boven een warm oppervlak in de zomerzon. Deze effecten worden veroorzaakt door dichtheidsvariaties in de lucht waardoor de brekingsindex varieert. De dichtheidsvariaties worden vooral veroorzaakt door temperatuurvariaties. Een scintillometer (zie Figuur 4.11)maakt gebruik van dit effect. Een lichtbundel wordt over een horizontaal pad op hoogte z verzonden en opgevangen. De fluctuaties in de lichtsterkte, gemeten door de ontvanger, zijn nu een maat voor de temperatuurvariaties op kleine ruimtelijke schaal.
Figuur 4.11 Scintillometers opgesteld in: (links) London voor het bepalen van de verdamping van een rivier in stedelijke omgeving en (rechts) Cabauw voor verdamping boven een meer natuurlijke omgeving. (foto’s Eddy Moors en Fred Bosveld).
De structuurparameter die een maat is voor de variatie op kleine ruimtelijke schaal voldoet aan MOST volgens:
CT2 = z −2 / 3
< wt > 2 f CT 2 ( z / L) u*2
(4.4)
Het bijzondere van C2Tis dat onder onstabiele omstandigheden al bij relatief kleine waarden van –z/L de vrije convectie limiet wordt bereikt. D.w.z. dat u* uit de vergelijking valt en dus een aanvullende meting om wrijvingssnelheid en stabiliteit te kunnen bepalen overbodig wordt. Voor waarnemingen onder bijna neutrale en onder stabiele omstandigheden blijft echter aanvullende informatie nodig. Ook bij deze methode is onafhankelijke informatie over het teken van de flux nodig. Zowel voor de scintillatie methode als de flux variantie methode geldt dat fouten in de verschillende gemeten componenten zich verzamelen in de fout van de verdampingsschatting. Afhankelijk van het type scintillometer kan over paden van 0.1 tot 10 km gemeten worden. Ook het meten over inhomogene terreinen behoort tot de mogelijkheden. Een schatting van de verdamping kan dan gemaakt worden als de netto straling en de bodemwarmtestroom over datzelfde (inhomogene) terrein beschikbaar is.
4.4 Energiebalanssluiting De moderne meettechnieken laten toe dat we alle componenten van het oppervlakte energiebudget onafhankelijk kunnen meten. De meest eenvoudige vorm van de energiebalans is:
λE + H = Rn − G
(4.5)
Dit zijn dus de vier componenten van de stralingsbalans (d.w.z. de in- en uitgaande lang- en kortgolvige straling) Rn, de bodemwarmtestroom Gen de voelbare H en latente λE warmtestroom. De sensibele en de latente warmte flux wordt gemeten m.b.v. de eddy-correlatie methode. In een aantal studies voor met name lage vegetatie blijkt dat de energiebalans niet sluit (Foken 2008). De onbalans is overdag typisch 10-15% van de nettostraling en ‘s nachts kan deze nog groter zijn met name onder windstille condities. De geschatte onzekerheid in de waarnemingen is vaak significant kleiner dan deze percentages. Het lijkt er dan ook op dat we iets op een fundamenteel niveau niet begrijpen. Het niet sluiten van de energiebalans brengt een grote onzekerheid met zich mee als het gaat om het vertrouwen dat we hebben in verdampingsschattingen. Om toch tot een sluiting van de energiebalans te komen, passen sommige onderzoekers H en λE aan op basis van een Bowen-verhouding afgeleid uit de eddy-correlatie methode.. Vanwege de verschillen in de fouten die op kunnen treden in de metingen van λE en H, raden wij de volgende stappen aan: 1. 2.
Analyseer en corrigeer indien nodig alle fluxen van de energiebalans afzonderlijk, let daarbij speciaal bij lage vegetatie op fouten in G en bij hoge vegetatie op energieopslag in de vegetatie; Kijk naar de sluiting van de energiebalans op basis van dagtotalen van de individuele componenten van de energiebalans, zodat opslagtermen zo klein mogelijk zijn. Indien de sluiting minder is dan +/- 10%, dan: o Indien alleen λE niet betrouwbaar wordt geacht: reken λE uit op basis van de sluiting van de energiebalans; o Indien de onzekerheid in λE en H als even groot worden geschat en de andere energiebalanstermen betrouwbaar zijn: gebruik dan de Bowen-ratio als correctie methode voor het aanpassen van λE en H. o Houdt bij gebruik van de verdampingsgegevens altijd in het achterhoofd dat er een onzekerheidsmarge aan verbonden is in de orde van grootte van de energiebalanssluiting
4.5 Waarnemingen voor het gebruik van verdampingsvergelijkingen In hoofdstuk 3 zijn vergelijkingen gepresenteerd waaruit referentieverdampingen berekend worden. De toepassing van deze vergelijkingen berusten op meer of minder gedetailleerde metingen van de toestand van de atmosfeer. Het landgebruik heeft invloed op deze grootheden. Dus als de metingen boven een terrein gedaan zijn dat afwijkt van goed bewaterd gras dan moeten we oppassen. De mate van invloed
van het landgebruik hangt af van de specifieke grootheid, van de horizontale schaal van het landgebruik en van de toestand van atmosferische grenslaag. Zo zal globale straling weinig beïnvloed worden door het lokale landgebruik, echter grote gebieden met afwijkend landgebruik hebben invloed op de ontwikkeling van bewolking. Dit zien we in Nederland bij kust invloeden en soms in de zomer boven de Veluwe. De temperatuur zal beïnvloed worden door deze wolkeninvloed, maar ook doordat de energiebalans kan afwijken. Dit effect zien we in Nederland boven de zandgronden, waar de dagelijkse gang in temperatuur vaak groter is dan boven de nattere gebieden. Naarmate we meer gedetailleerde metingen gebruiken wordt de invloed van landgebruik groter. Dit gebeurt bij de toepassing van de Penman-Monteith vergelijking. Met name de toepassing van netto stralingsmetingen voor het schatten van de referentieverdamping leidt tot grote gevoeligheden. Denk daarbij aan een afwijkend albedo en een afwijkende langgolvig opwaartse straling door afwijkende oppervlakte temperatuur. Ook foute schattingen van de ruwheid leiden onder situaties met droge lucht tot fouten in de schatting van de ventilatie term. Deze problemen leiden er toe dat in de praktijk de Penman-Monteith vergelijking verregaand geparameteriseerd wordt zodat we alleen gebruik hoeven te maken van minder gevoelige waarnemingen. In de Nederlandse praktijk waar droogte een bescheiden rol speelt als het gaat om de invloed op de atmosferische parameters blijken deze geparameteriseerde versies van de Penman-Monteith vergelijking vooral voor lage vegetaties en in de zomermaanden goed te convergeren naar de Makkink formule welke het grote voordeel heeft dat hij alleen afhangt van globale straling en temperatuur. Deze grootheden worden gemeten in het landelijk meteorologische meetnet en zijn relatief ongevoelig voor het landgebruik. De invloed van landgebruik is in Nederland relatief klein. Een uitzondering hierop zijn stedelijke gebieden. Alhoewel de verdamping van stedelijke gebieden vaak lager is dan voor rurale gebieden, kan de actuele verdamping van goed van vocht voorziene groenstroken hoger zijn dan de referentieverdamping. Dit laatste wordt veroorzaakt door de grote zijdelingse toevoer d.w.z. advectie van energie van niet begroeide relatief hete delen van de stad naar de groenstroken. In semi-aride en aride gebieden kunnen de afwijkingen t.o.v. de condities behorend bij de referentieverdamping zo extreem zijn dat dit tot grote fouten kan leiden in de geschatte watervraag.
4.6 Nieuwe ontwikkelingen De ontwikkeling van sensor elektronica gaat gestaag door. Dit leidt tot steeds makkelijker inzetbare sensoren. Ook nemen de kosten van sensoren af, waardoor het makkelijker wordt een groter aantal sensoren in te zetten. Mondiaal gezien neemt het aantal in-situ meetlocaties gestaag toe. Drijvende kracht is hier niet altijd de hydrologie maar bijvoorbeeld de behoefte aan informatie over de uitwisseling van koolstofdioxide tussen het land en de atmosfeer. Tegelijkertijd wordt dan meestal ook de verdampingsflux gemeten. Deze sites zijn georganiseerd in een internationaal netwerk (FLUXNET: www.fluxnet.ornl.gov) en leveren op een gestandaardiseerde wijze waarnemingen aan een centrale data base. De behoefte om een relatie te leggen tussen verdamping op de ecosysteem schaal en de regionale schaal heeft geleid tot ontwikkelingen om op grotere schaal verdampingsschattingen te krijgen. Dit kan indirect door de toepassing van de hierboven genoemde scintillometer techniek. Een veelbelovende ontwikkeling hierbij is het gebruik van microgolf scintillometers. Deze scintillometers zijn ook significant gevoelig voor vochtfluctuaties. Gecombineerd met een optische scintillometer kunnen in principe zowel de voelbare als de latente warmte flux bepaald worden zonder gebruik te hoeven maken van de energiebalans (Ward et al., 2013). Door toepassing van de eddy-correlatie techniek op vliegtuigjes (zie Figuur 4.12) kunnen ook fluxen op grotere horizontale schalen bepaald worden (Vellinga et al., 2013).
Figuur 4.12Eddy-correlatie apparatuur op de neus van een Sky Arrow 650 TCNS. De inzet rechtsboven laat de open-pad H2O/CO2 analyzer op de neus van het vliegtuig zien.
In hoofdstuk 6 wordt ingegaan op verdamping uit satellietwaarnemingen. Door de toenemende resolutie in tijd en ruimte van satellietbeelden kan het horizontale schaal probleem vanaf de andere kant overbrugd worden. Bij deze indirecte ruimtelijke methoden leidt extra informatie in de vorm van een representatieve temperatuur van het oppervlak en bodemgesteldheid tot een beter resultaat (zie bijv. Katul en Parlange, 1992 en Qiu en Zhao, 2010). Ook waarnemingen van het bodemwater op grotere schaal kan hiertoe bijdragen. Veel belovende ontwikkelingen op dit terrein zijn radartechnieken en een warmtepuls methode gecombineerd met temperatuurmetingen in een glasvezelkabel (Sayde et al., 2010). De technieken die tot nu toe zijn besproken meten de totale verdamping. In met name de boshydrologie speelt het onderscheid tussen transpiratie en de interceptieverdamping van door de vegetatie opgevangen regenwater een rol (Moors, 2012). Interceptieverdamping wordt gemeten door het verschil in neerslag boven en doorval onder de bomen te meten. Deze meetmethode heeft een typische tijdschaal van 1 dag. Een hogere tijdsresolutie wordt gehaald met microgolf-transmissie metingen (Bouten et al., 1992). Schattingen van transpiratie door alleen de bomen kunnen gemaakt worden door de sapstroom in de stam te meten (Granier en Loustau, 1994). Door een combinatie van deze twee technieken kunnen beide processen in samenhang bekeken worden (Bosveld en Bouten, 2003).
4.7 Conclusies Er is geen “beste” methode waarmee de verdamping kan worden gemeten. Indien men in de luxe positie verkeerd dat men kan kiezen, zal de keuze niet alleen bepaald worden door de absolute onzekerheid (zie bijv. Tabel 2 van Allen et al., 2011) die aan een methode verbonden is, maar ook door het beschikbare budget, het onderhoud, de duur van de meetperiode, de expertise van de observator, vereiste ruimtelijke en temporele resolutie (zie Figuur 4.1). Op basis van de eigen ervaringen van de auteurs en literatuurgegevens, stellen we dat in het meest ideale geval (goede opstelling, onderhoud en ervaren en goed geschoolde observator) de onzekerheid in verdampingsmetingen tussen de 5 en 10% ligt. Deze onzekerheid heeft alleen betrekking op het bemeten oppervlak en niet op de onzekerheid in de opgeschaalde plot- of gebiedsverdamping. Een combinatie van een in-situ meting voor de actuele verdamping en een ruimtelijke methode op basis van remote-sensing lijkt de beste resultaten te geven, met de grootst mogelijke ruimtelijke en temporele resolutie en hoogste nauwkeurigheid. De eddy-correlatie methode wordt momenteel als de beste directe in-situ meetmethode gezien voor de veldschaal. Lysimeters geven de grootste nauwkeurigheid voor relatief kleine specifieke oppervlaktes. Tabel 4.1 geeft een overzicht van de verschillende besproken methoden en kan dienen als een eerste leidraad bij het kiezen van een methode voor een specifieke situatie.
Met name tijdens situaties met langdurige droogte, zoals in het voorjaar van 2011 en 2013, blijft de eddy-correlatie methode betrouwbare metingen geven en speelt dan een belangrijke rol als referentie voor bijvoorbeeld remote-sensingschattingen. Tabel 4.1: Overzichtstabel van de temporele en ruimtelijke schaal van verschillende methoden om de verdamping te bepalen. Het is moeilijk om de nauwkeurigheid van de methoden in één getal te vangen omdat deze sterk bepaald wordt door de specifieke omstandigheden in het terrein (zie tekst).De tijd- en ruimtelijke schaal beschrijven de minimale tijdsperiode die nodig is om zinnige metingen te verkrijgen.
Methode
Minimale Tijdschaal
Verdamping op basis van afvoer
1 dag
Verdamping op basis van bodemwaterveranderingen
1 dag
Lysimeter
1 dag
Ruimtelijke schaal
Sterkste punten
Zwakste punten
9
Groot gebied waarin alle ruimtelijke elementen integraal worden meegenomen
Lastig te definiëren gebiedsgrenzen waardoor natuurlijke of kunstmatige lekverliezen kunnen optreden. Benodigde neerslag is moeilijk nauwkeurig te bepalen voor een groter gebied.
0.1 –
Ruimtelijk specifiek meetpunt
Slechte ruimtelijke representativiteit door klein meetvolume, waardoor methode slecht bruikbaar is voor plotof gebiedsschaal.
Duidelijke fysieke afbakening van meetvolume en relatief eenvoudig beheer en onderhoud.
Ruimtelijke niet representatief door verschillen lysimeter met omgeving. Dit kan door randeffecten of door verschillen in bodem en/of begroeiing veroorzaakt worden. Methode is ook minder geschikt voor het meten van verdamping bij watertekorten.
1000 – 10 m
0.5 m
0.1 – 10 m
Verdampingspan
1 dag
1.20 m
Duidelijke fysieke afbakening van meetvolume
Niet representatief, waardoor grote onzekerheid in benodigde correctiefactoren om actuele en potentiële gewasverdamping te bepalen.
Eddy correlatie
30 min
100 –
Directe integrale meting van de verdamping van een oppervlak
Complexe methodiek vergt gedegen kennis meetteam en is gevoelig voor neerslag
Non-destructieve meting
Aanvullende meting van bodemwarmtestroom en netto straling nodig. Vocht gradiënt meting is moeilijk meetbaar. Vergt veel onderhoud.
1000 m Bowen verhouding
30 min
Flux profiel
30 min
100 – 1000 m
100 – 1000 m
Flux variantie
30 min
100 – 1000 m
Scintillometer
10 min
100 – 10000 m
Relatief goedkoop
Non-destructieve meting Relatief goedkoop
Vocht gradiënt meting is moeilijk meetbaar. Gevoelig voor terrein overgangen. Vergt veel onderhoud.
Relatief t.o.v. andere micrometeorologische methoden goedkope methode voor een non-destructieve meting
Stralingsbalans nodig (d.w.z. goede metingen van de bodemwarmtestroom en de netto straling) en additionele meting om richting voelbare warmte flux te bepalen.
Integreert voelbare warmte of een grote afstand en is relatief eenvoudig in het onderhoud
Meestal stralingsbalans nodig (d.w.z. goede metingen van de bodemwarmtestroom en de netto straling) en additionele meting om
richting voelbare warmte flux te bepalen
4.8 Literatuurlijst Allen, R. G. & Fischer, D. F. (1990) Low-cost electronic weighing lysimeters. Trans. ASAE, 33(6), 18231833. Allen, R. G., Pruitt, W. O. & Jensen, M. E. (1991) Environmental requirements of lysimeters. In: Lysimeters for Evapotranspiration and Environmental Measurements, 170–181. American Society of Civil Engineers New York, USA. Allen, R. G., Pereira, L. S., Raes, D. & Smith, M. (1998) Crop Evapotranspiration: Guidelines for Computing Crop Water Requirements. FAO Irrigation and Drainage Paper56. Food and Agriculture Organization, Rome, Italy. Allen, R. G., Pereira, L. S., Howell, T. A., & Jensen, M. E. (2011). Evapotranspiration information reporting: I. Factors governing measurement accuracy. Agricultural Water Management, 98, (6), 899920. Aubinet, M., Grelle, A., Ibrom, A., Rannik, U., Moncrieff, J., Foken, T., Kowalski, A. S., Martin, P. H., Berbigier, P., Bernhofer, Ch., et al. (2000) Estimates of annual net carbon and water exchange of forests: the EUROFLUX methodology. Adv. Ecol. Res., 30, 13–175. Boast, C.W.&T.M. Robertson (1982) A “Micro-Lysimeter” method for determining evaporation from bare soil: description and laboratory evaluation. Soil Sci. Soc. Am. J., 46, 689-696. Bouten, W., Swart, P. J. F., and de Water, E.: 1990, ‘Microwave Transmission, A New Tool in Forest Hydrological Research’, J. Hydrol. 124, 119–130. Bosveld F.C.and Bouten W. Evaluating a model of evaporation and transpiration with observations in a partially wet Douglas-Fir forest. Boundary-Layer Meteorology 108: 365–396, 2003. De Bruin, H. A. R., Kohsiek, W. & van den Hurk, B. J. J. M. (1993) A verification of some methods to determine the fluxes of momentum, sensible heat, and water vapour using standard deviation and structure parameter of scalar meteorological quantities. Boundary-Layer Met.63, 231–257. Dugas, W.A.& Bland, W.L. (1989) The accuracy of evaporation measurements from small lysimeters. Agricultural and Forest Meteorology. 46, (1–2), 119–129. Falge, E., D. Baldocchi, R. Olson, P. Anthoni, M. Aubinet, C. Bernhofer, G. Burba, R. Ceulemans, R. Clement, H. Dolman, A. Granier, P. Gross, T. Grünwald, D. Hollinger, N.O. Jensen, G. Katul, P. Keronen, A. Kowalski, C.T. Lai, B.E. Law, T. Meyers, J. Moncrieff, E.J. Moors, J.W. Munger, K. Pilegaard. Ü. Rannik, C. Rebmann, A. Suyker, J. Tenhunen, K. Tu, S. Verma, T. Vesala, K. Wilson & S. Wofsy (2001) Gap filling strategies for long term energy flux data sets. Agric. Forest Meteorol.107, 71-77. Foken, T., 2008. The energy balance closure problem: an overview. Ecological Applications, 18, 6, 13511367. Granier, A. &Loustau, D. (1994) Measuring and modelling the transpiration of a maritime pine canopy from sap-flow data. Agricultural and Forest Meteorology.71, 61-81. Herschy, R. W. (1999) Uncertainties in hydrometric measurements. In: Hydrometry: Principles and Practises (ed. by R. W. Herschy), 346–369. John Wiley & Sons. Chichester, UK. Hillel, D. (1998) Environmental Soil Physics: Fundamentals, Applications, and Environmental Considerations. Academic Press, p. 771 Hilhorst, M. (1984) A sensor for the determination of the complex permittivity of materials as a measure for the moisture content. In: Bergveld, P. (ed) Sensors and Activators, Kluwer Technical Books. 79-84 Jonker H. J. J., P. G. Duynkerke, J. W. M. Cuijpers (1999). Mesoscale fluctuations in scalars generated by boundary layer convection. J. of the Atmospheric Sciences, 56, 801-808.
McGowan, M. & Williams, J. B. (1980) The water balance of an agricultural catchment: I. Estimation of evaporation from soil water records. J. Soil Sci. 31, 217–230. Moors, E.J. (2012). Water use of forests in the Netherlands. PhD-thesis Vrije Universiteit Amsterdam, The Netherlands, 290p. Moors, E.J. (2008). Evaporation. In: M. Bierkens, H. Dolman, P. Troch (eds), Climate and the Hydrological Cycle. IAHS Special Publication 8. IAHS Press, CEH Wallingford, UK. Klocke, N.L., Heermann, D.F. & Duke, H.R. (1985) Measurement of evaporation and transpiration with lysimeters. Trans. of the ASAE. 28, 1, 183-189 & 192. Katul, G. &Parlange, M. (1992) Estimation of bare soil evaporation using skin temperature measurements. Journal of Hydrology, 132, 91-106 Qiu, G. Y. & Zhao, M. (2010) Remotely monitoring evaporation rate and soil water status using thermal imaging and ‘‘three-temperatures model (3T Model)’’ under field-scale conditions. J. Environ. Monit.12, 716–723. Sayde, C., C. Gregory, M. Gil Rodriguez, N. Tufillaro, S. Tyler, N. van de Giesen, M. English, R. Cuenca, and J. S. Selker(2010), Feasibility of soil moisture monitoring with heated fiber optics, Water Resour. Res., 46, W06201, doi:10.1029/2009WR007846 Schmid, H.P.(1994) Source areas for scalars and scalar fluxes.Boundary-Lay. Meteorol. 67, 293–318. Tillman, J. E. (1972) The indirect determination of stability , heat and momentum fluxes in the atmospheric boundary layer from simple scalar variables during unstable conditions. J. Applied Met. 11, 783–792. Topp, G. C., Davis, J. L. & Annan, A. P. (1980) Electromagnetic determination of soil water content: measurements in coaxial transmission lines. Water Resour. Res.16, 574–582. Van Bavel, C. H. M., Brust, K. J. &Stirk, G. B. (1968) Hydraulic properties of a clay loam soil and the field measurement of water uptake by roots. II The water balance of the root zone. Soil Sci. Soc. Am. Proc.32, 317–321. Van de Beek, C.Z., H. Leijnse, J. N. M. Stricker, R. Uijlenhoet, and H. W. J. Russchenberg (2010) Performance of high-resolution X-band radar for rainfall measurement in The Netherlands. Hydrol. Earth Syst. Sci., 14, 205–221 van der Molen, M.K. en W. Kohsiek (1995). Nauwkeuriger nettostraling meten. KNMI Technisch rapport nr 177. Vellinga, O.; Dobosy, R.; Dumas, E.; Gioli, B.; Elbers, J. & Hutjes, R. (2013) Calibration and quality assurance of flux observations from a small research aircraft. Journal of Atmospheric and Oceanic Technology. 30, 161-181 Ward, H.C. , Evans, J.G. , Hartogensis, O.K. , Moene, A.F. , Debruin, H.A.R. , Grimmond, C.S.B. (2013).A critical revision of the estimation of the latent heat flux from two-wavelength scintillometry (online first). Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society.
