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 9 - = S— = Q ne t-ET dt dt Qnet Qin Qout Az ET (evapotranszspiráció) becslésének a lépései a következők (4. ábra). A talajvízszintek idősorának differenciáit képezzük (az adatgyűjtés sűrűségétől függően fél-egy órás különbségeket célszerű használni), hogy a dh/dt tagot megkapjuk. Ez a görbe reprezentálja a vízfolyás menti zóna talajvíz-készletének változását, vagy másként: az utánpótlódás (Q ne t) és az ET rátájának különbségét osztva az S,,nal. A Q ne t értékét két módszerrel, egy ún. empirikus és egy ún. hidraulikus elnevezésűvel becsültük. (8) Az empirikus módszer esetében, a napi maximális és 2 2 2 minimális utánpótlódás (Q„ ej értékét a talajvízszintek k(H -h ) k(h -h 0 ) (9 aj napi maximális (pl. maximum Q n e, ~ maximális S v Ah! 2.2. Az új módszer részletes leírása Az előbbieket figyelembe véve, az általunk kidolgozott új módszer szerint, az evapotranszspiráció értéke a talajvízszint adatok alapján a következőképpen számítható. Az alapegyenletek, a tömegmegmaradási egyenlet, amely egy egyszerűsített vízmérleg (8. egyenlet), a mozgási egyenlet pedig a Darcy-törvény alkalmazása, horizontális áramlási esetben, a Dupuit-féle feltételezéssel élve {9a egyenlet, 2. ábra) (Kovács 1972): dS „ dh 2d x (L-l) 2 dj ahol, S [L] a vízfolyás menti zóna egységnyi felületéhez tartozó raktározott vízkészlet, ET [LT"'] az evapotranszspirációs ráta, Q n e, [LT 1] a nettó talajvíz-utánpótlódás (ami a hozzáfolyás mínusz elfolyás különbségeként számítható), k [LT"'] a vizsgált kút környezetének átlagos szivárgási tényező értéke, H [L] a háttér (ahol a napi fluktuáció már elhal) talajvízszint, L [L] távolságra a pataktól, / [L] a talajvízszint mérési helyének távolsága a pataktól, h [L] a mért talajvízszint értéke és h 0 [L] a vízfolyásban mérhető vízállás (2. ábra). dS dt' a S v dh dt' alapján számolható. A H, a h és a h 0 egy tetszőleges referenciaszint, ami lehet a patakmeder alja vagy egy horizontális vízzáró réteg felső síkja, feletti magasság. A 9a egyenlet permanens viszonyokat tételez fel a Q n e, számításánál, ami elméleti szempontból nem teljesen helytálló. Amikor a fő áramlási irány vertikális a vízfolyás menti zónában (mély víztartó esetében) a 9a egyenletet a klasszikus Darcy-féle egyenlettel helyettesítjük. H - h Q =k ^ (9b) ahol, H a teljes „háttér" nyomás V mélységben a referenciaszint alatt, és k v a vertikális szivárgási tényező átlagos értéke. E N O 10 N > 'fif "a °q H o E Talajvízszint a vízfolyásmenti zónában Háttér talajvízszint — Talaivizszint differenciák •«• Utánpótlódás (empirikus) Utánpótlódás (hidraulikus) ~T T aug. 29 aug. 31 szept. 02 4. ábra. A talajvízszintek, azok differenciái és a transzformált talajvíz utánpótlódás (Q nJ At) és a késő éjszakai - kora hajnali átlagos differenciális változásából számoltuk. Az átlagolás az utóbbi értékekre azért szükséges, hogy csökkentsük a mérési hibák szerepét, a relatíve kis differenciális vízszintváltozás időszakában. A napi maximális és minimális nettó utánpótlódási (Qnet) ráta értékét ezután a napi minimális és maximális (4. ábra 2. és 1. jelzésű pontok) talajvízszintek időpontjaiba helyeztük. Spline interpolációval sűrítettük be a maximális és minimális utánpótlódások közötti adathiányokat, hogy a későbbi számításokhoz megfelelő időfelbontást kapjunk (4. ábra szaggatott vonal). Megjegyzendő, hogy a valódi maximális utánpótlódás valószínűleg egy kissé magasabb (mivel ebben az időszakban még van jelentős ET, ami itt nincs figyelembe véve) és korábban következik be (mivel a talaj vízállás minimuma, így a legnagyobb hidraulikus gradiens is korábban van), mint a legnagyobb differenciális változás a hullám felszálló ágán. A valódi minimális utánpótlódás, pedig valószínűleg kissé alacsonyabb és később (nyári időszakban 6 és 8 h között) jelentkezik, mint a késő éjszakai - kora hajnali átlagos differenciális talajvízszint változásból számítható érték. Az utóbbi különbség oka, hogy a legalacsonyabb vízszint (és így a legkisebb hidraulikus gradiens) később következik be, valamint az átlagolás is torzít kissé az időponton. A Ah /At értékek különbsége az utánpótlódás számítására a legmagasabb talajvízszint időbeli környezetében (6 és 8 óra között) azért nem használható, mert ekkorra már az ET jelentős értékűre emelkedhet és így befolyásolhatja a Ah/ At értékét. Sajnos ezen empirikus módszer alkalmazásakor nem tudjuk megítélni a valódi utánpótlódásokhoz képest jelentkező eltérések pontos értékét. A hidraulikus módszer esetében, a horizontális áramlási rendszernél, a korábban említett Dupuit-féle feltételezéssel élve kalkuláltuk a Q„ e t értékét, ehhez azonban szükség volt a k, h, l, H és L ismeretére. A k, h és / értékek a helyi mérésekből ismertek, de a H és L értékeket csak előzetes becslések alapján vehetjük fel. L értéke a vízfolyás menti zóna szélességének ismerete alapján becsülhető. Elsődlegesen vertikális áramlást feltételezve (mélyebben fekvő vízzáró réteg esetében), k v és a h értékek a helyszíni mérésekből ismertek, de a H-t és az /'-1 becsülni kell. Az /' első közelítésben (a patakmeder magasságát referenciaszintnek véve) kb. a patakmeder szintje alatti víztartó mélységével vehető azonosnak. A H értéke abból a feltételezésből becsülhető, hogy a késő éjszakai — kora hajnali órákban az ET nulla körüli
