Evapotranspiración

Esta aplicación utiliza la metodología desarrollada y validada por Jerzy Piotr Kabala para calcular mapas de evapotranspiración (ET) a 30 metros de resolución espacial. La imagen final resultante corresponde a la fecha más cercana con imágenes Landsat del día seleccionado. Por este motivo, puede ser que la imagen no complete la zona seleccionada, ya que al corresponder a una única imagen, puede verse cortada por la presencia de nubes o por el propio paso de Landsat en esa zona.

Se ha aplicado el algoritmo S-SEBI a imágenes Landsat-8 (nivel 2A) y ERA5 para calcular la ET diaria, donde las nubes han sido enmascaradas en todas las imágenes. Los productos utilizados de Landsat-8 y ERA5 han sido: 'USGS Landsat 8 Level 2, Collection 2, Tier 1¹⁰', 'ERA5-Land Hourly - ECMWF Climate Reanalysis¹¹' y 'ERA5-Land Hourly - ECMWF Climate Reanalysis¹²'.

Cabe destacar que es preferible seleccionar zonas sin mucha pendiente para obtener datos más precisos.

Simplified Surface Energy Balance Index (S-SEBI)

El S-SEBI es un algoritmo que permite estimar el balance de energía superficial y que requiere de unos datos mínimos de entrada⁶. Estos datos son el Índice de Vegetación de Diferencia Normalizada (NDVI), el albedo (α), la temperatura de superficie terrestre (T_S) y la emisividad de la superficie terrestre (ε). Las fórmulas para calcular estos datos de entrada se muestran en la siguiente tabla:

Por otro lado, cuando se consideran condiciones instantáneas, la ecuación del balance de energía superficial (Surface Energy Balance, SEB) es de la forma:

R_n, H y G corresponden a la radiación neta de la superficie, el flujo de calor sensible y el flujo de calor del suelo, respectivamente. Todos se expresan en unidades de energía (W m^-2), y LET es el flujo de calor latente que, a su vez, se estima como:

donde Λ es la fracción evaporativa instantánea. El modelo se basa en la estimación de la fracción evaporativa del triángulo LST-Albedo después de la identificación de los píxeles controlados por radiación y evaporación, de acuerdo con la ecuación:

siendo T_S la temperatura de la superficie terrestre y T_H y T_LE las temperaturas correspondientes a condiciones secas y húmedas para un valor de albedo dado, que se puede estimar a partir de un diagrama de dispersión (como se muestra debajo) entre la temperatura superficial y el albedo⁷.

La línea H en rojo es el flujo de calor sensible, la línea LE en verde es el flujo de calor latente, T_S es la temperatura superficial (eje y) y α es el albedo (eje x). El diagrama de dispersión calcula la fracción de evaporación para cada punto de temperatura superficial.

Una vez que se obtiene Λ, falta saber R_n, que puede obtenerse según:

Donde R_Sn y R_Ln son la radiación solar de onda corta y de onda larga, respectivamente, ambas medidas en W m^-2. Estos valores se pueden derivar a partir de la emisividad de la superficie terrestre (ε), pero en este caso han sido obtenidos a través de ERA5.

La ET diaria se define como la integración temporal de los valores instantáneos de ET durante un día y se puede obtener utilizando el C_di, que consiste en la relación entre el flujo de radiación neta diaria (R_nd) y el flujo de radiación neta instantánea (R_ni), respectivamente, obtenidos también de los productos de ERA5. Con todo esto, se puede obtener la ET diaria como⁹:

donde λ es el calor latente de vaporización (2.45 MJ/kg). En este cálculo, el flujo de calor del suelo (G) se considera igual a cero y no se incluye en la ecuación, asumiendo que gran parte de la energía que entra y alcanza el suelo durante el día regresa a la atmósfera por la noche a través de la radiación terrestre de onda larga. La fracción evaporativa λ se considera constante durante el día.