Hidrológiai Közlöny 2002 (82. évfolyam)
4. szám - Domonkos Péter: Vízháztartási modell alkalmazása a mezőgazdasági területek természetes vízellátottságának jellemzésére
216 HIDROLÓGIAI KÖZLÖNY 2002. 82. ÉVF. 4. SZ. Figyelembe vett folyamatok i. a csapadék felszin feletti tározódása szilárd csapadék vagy intercepció miatt; ii. felszíni lefolyás; iii. effektív csapadékmennyiség beszivárgása; iv. talajnedvesség gravitáció miatti süllyedése; v. talajnedvesség függőleges mozgása nedvesség-gradiens miatt; vi. evapotranszspiráció. A modell a talaj felső 2 méterében történő talajnedvesség mozgásokat követi nyomon. A számítások során a talajt 20 cm-es rétegekre bontjuk. A iii. folyamatot a talajfelszín és a legfelső réteg között, a iv. és v. folyamatot a szomszédos talajrétegek közötti változásokra értelmezzük. Az evapotranszspiráció a gyökér-hatékonyság által meghatározott mélységekben gyakorol hatást a nedvesség változására (7. táblázat). 1. táblázat A gyökér-hatékonyság (rt) alakulása az egyes talajrétegekben az őszi betakarítású, egynyári „munkanövény" alatt Szezon 0-20 20-40 40-60 60-80 80 - 100 cm cm cm cm cm április 1-15. 1.00 0.00 0.00 0.00 0.00 április 16-30. 0.85 0.15 o.oo 0.00 0.00 május 1-15. 0.65 0.35 0.00 0.00 0.00 május 16-30. 0.55 0.35 0.10 0.00 0.00 június 1-15. 0.47 0.30 0.23 0.00 0.00 június 16-30 0.39 0.28 0.28 0.05 0.00 július 1-15. 0.35 0.25 0.25 0.15 0.00 július 16-31. 0.31 0.22 0.22 0.20 0.05 augusztus 0.27 0.20 0.20 0.20 0.13 szeptember 0.27 0.20 0.20 0.20 0.13 3 — x egyébként 7 = J dx (4c) o 3 ha /><10->/? = 0, (5a) rX-lO , egyébként R = dx (5b) x 10 (Em számítására a következő alpontban térünk ki.) Potenciális evapotranszspiráció, effektív potenciális evapo-transzspiráció Ha nincs a talajfelszínen hó, jég vagy az utóbbiak olvadékvize, sem pedig a munkanövény felületén felfogott csapadékvíz, akkor az effektív potenciális evapotranszspiráció azonos a potenciális evapotranszspirációval. Ellenkező esetben a légkön adottságok alapján számítotthoz viszonyítva kisebb (vagy akár zérus) a kizárólag a talajnövény rendszer számára értelmezett effektív potenciális evapotranszspiráció PIT 10 0 PE = a (6) 200 -h (6)-ban ha T > 8.1 -» a = T , (7a) ha 0°C < 7 1 < 8.1 —>• a = 0.75 • es, (7b) ha T <0 a — 0.66 • es . (7c) A (6) formula Em és Es számításának is az alapja, de 0°C feletti hőmérséklet esetén itt a 0°C-hoz tartozó es értéket (6.108 hPa) kell alkalmazni: Az i. és ii.- bői napi egy-egy érték kerül meghatározásra. E veszteség tagok figyelembe vételével KapjníPVneg az effektív csapadékmennyiség (PO) értékét. A iii.-vi. folyamatokat félnapos időlépcső alkalmazásával számítjuk. Egy időlépcső során a PO fele kerül a talajba. Nappali időlépcső esetén az effektív potenciális evapotranszspiráció 90 %-a, éjszakai időlépcső esetén pedig a hátralevő 10 %-a kerül figyelembe vételre (mivel valamely nap csapadékmennyisége mindenkor a reggel 7h és másnap reggel 7h között lehullott csapadék mennyiségével egyenlő, a nap első időlépcsőjéhez nappali, a második időlépcsőjéhez pedig éjszakai viszonyok tartoznak). A tárgyalt folyamatok jelentős mértékben támaszkodnak e modell elődjére (Dunay, 1989, Tölgyesi, 1993). Ezen kívül, további irodalmi források, valamint saját megfigyelésen alapuló becslések is felhasználásra kerültek. Effektív csapadékmennyiség P0- P-Ps + mEm-I -R (1) Az (1 )-ben har>0->Ps = 0, (2a) ha T < 0 -> Ps = P ; (2b) m = min (T+0.5, sn) február 24-ig, (3 a) m = mm (T+2, sn) február 24 után; (3b) okt. 1. és ápr. 30. között 7=0, (4a) május 1. és szept. 30. között pedig ha P >3-> 7 = 1.5 , (4b) ha ha 100-h PE = a 200 -h 7 > 0 —» a = 0.75-6.108, T <0 a = 0.66-es. (8) alkalmazásával Em = min (PE' ,m) Es = mm(PE'-Em,sn) (8) (9a) (9b) (10) (11) A potenciális párolgásnak legfeljebb a fele fordítódik az intercepcióval felfogott víz párolgására, ám a párolgás itt 25%-kal hatékonyabb, mint a talaj-növény rendszerben. 5-PE Ei = min( ——, Iw) (12) o Végül, az effektív potenciális evapotranszspiráció: PE0 = (\E~-—)-PE télen, PE' PE0 = PE-0.8-Eí nyáron. Vertikális talajnedvesség áramlás A talajnedvesség függőleges mozgásának meghatározásához a Richards-egyenlet (Ács, 1994; Szinell and Acs, 1999) szomszédos rétegekre és fél napos időlépcsőre vonatkozó véges közelítését alkalmazzuk: dSj = s_ K (SSj (13a) (13b) Sm• (14) dl öz J öz J Az egyes talajrétegek víztartalmát pF egységben is kifejezhetjük (Szász, 1988). Egy időlépcső alatt a szomszédos talajrétegek pF-ben kifejezett különbsége az
