Hidrológiai Közlöny 2008 (88. évfolyam)
4. szám - Gribovszki Zoltán–Kalicz Péter–Szilágyi József–Kucsara Mihály: Vízfolyás-menti területek evapotraszspirációjának becslése a talajvízszintek napi periódusú változása alapján
GREBOVSZKI Z. - KALICZ P. -SZILÁGYI J. -. K.UCSARA M.: Vízfolyás menti területek evapotranszspirációja 7 ahol, S v a nyílt felszínű felszín alatti tározótérre (általában a talaj) jellemző fajlagos hozam. n> M 12:00 00:00 12:00 00:00 12:0 Idö [óra] 3. ábra. A White módszer elve Bár az eredeti White-féle módszer (1932) egyszerű és robosztus, mégis felmerül az eljárással kapcsolatban egy -két bizonytalanság. 1.4. A fajlagos hozam értelmezése és számítása Az egyik probléma az eredeti White-féle megközelítéssel kapcsolatban a fajlagos hozam (nyomás alatti vízkészletnél a tározási tényező) értéke. Az S y tradicionális értelmezése szerint (3. egyenlet) az a vízmennyiség, amelyet a víztartó (esetünkben nyílt tükrü) egységnyi alapterületü eleme bocsát ki magából vagy fogad magába egységnyi vízszintváltozás hatására, amely: V S = —— (3) ' A- A ahol, A, a víztartó vizsgált alapterülete, a V„, a kibocsátott vagy befogadott vízmennyiség, amely A vízszint-változás (emelkedés vagy csökkenés) hatására jött létre (Nachabe 2002, Kovács 2004). Az S Y egy másik megközelítés szerint, így is kifejezhető: (4) ahol, &s a telített térfogatos víztartalom (dimenzió nélküli), 0 R, a (gravitációs) leürülés utáni maradék térfogatos víztartalom (dimenzió nélküli) (Loheide et al. 2005). Loheide et al. (2005) numerikus modell elemzéssel, a White-féle módszer helyességét vizsgálva az S y-t a felszín közeli tározótérben csak a talajtípustól függő konstans értéknek vették. Minden esetben 1 mm/nap ET értéket adtak be a modellbe. A modell kimeneteként létrejö2+3-A Az — f k V e Surface e v vő napi ritmusú talajvíz-fluktuációból, különböző talajtípusoknál, a White módszer fenti megközelítését használva, 1,01 és 29,1 mm/nap közötti ET értékeket tudtak meghatározni. Vizsgálataik alapján megállapították, hogy csak a talajtípustól függő konstans S v-t alkalmazva, a talaj fizikai féleségétől függően a homoktartalom csökkenése és az agyagtartalom növekedése az ET egyre növekvő mértékű felülbecsléséhez vezet.8Fentiek szerint megállapítható, hogy a klasszikus értelmezés szerinti konstans S y figyelembe vétele általában nem megfelelő a White módszer esetében. Az aktuálisan szabaddá váló S y érték, Meyboom, (1964) szerint általában a teljes hatékony porozitás 50 %-ával vehető figyelembe. Loheide et al. (2005) és Szilágyi (2004) vizsgálatai alapján viszont, mind a talajvízszint felszíntől való elhelyezkedése, mind a háromfázisú zóna gravitációs pórusterének viszonylag hosszan lejátszódó kiürülési folyamata, ill. annak időbelisége is hatással van az S y aktuálisan figyelembe veendő értékére. A hatás annál kifejezettebb, minél inkább finomabb szövetű az adott talaj. Tehát különbö4ző talajtípusokra más és más időtartamú vízszintcsökkenést vizsgálva, a talajvíz felszíntől mért mélysége szerint is változó az S, aktuális jellemző értéke. Loheide et al. (2005) az 5,,-ra, Nachabe (2002) vizsgálatait figyelembe véve, egy nomogrammot, ill. egy egyenletet adtak meg. Az egyenlet alapján az S y aktuális értékére már a valósághoz sokkal közelebbi becslés adható, egy mélység szerinti és egy időbeli kompenzáció figyelembe vételével. Az összefüggés létrehozásához a Brooks és Corey (1964) modellt használták, amely alapján a talajvízszint fölött Zj magasságban található egyensúlyi (statikus állapotokat feltételező) víztartalom 0(zj: O(z,) = Ű R+(0 s-Ű R)z. (5) ha z, ä h a és OfzJ = 6 S ha z, < h a.,s ahol, h a a zárt kapilláris zóna magassága [L], z„ a talajvízfelszíntől mért távolság, amelyben a talajnedvességre kíváncsiak vagyunk, X, a pórus méretek megoszlására vonatkozó index [dimenzió nélküli] . A Brooks és Corey modellt (5) felhasználva az S y értéke közelítően a következő összefüggés szerint számítható: 2+3-A 1 t + (ű s-0 R)J -e B - Qr (6) ahol 6? c 'surface ' a felszíni térfogatos víztartalom, 0 B a víztartalom profil változását az időben és a mélység szerint leíró paraméter, amely a következőképpen kalkulálható: 0 B(t) = 0 R+{0 s-0 R\ Az\0 s-0 R) 2 + 3-A 2+3/1 X 2+3- A •t (7) A K s a Kozeny-Kármán összefüggés alapján kalkulált, K s= B0", ahol 8 e az effektív porozitás (azaz a teljes porozitás mínusz a -33 kPa-mál mért víztartalom), B [LT 1] és n [-] paraméterek. Amikor a Ks-t (cm h" 1) mértékegységben számítjuk az n = 4 és a B = 1058.
