Magyarország többrétegű talajmodell alapján becsült vízmérlege a XX. században

Átírás

1 AGROKÉMIA ÉS TALAJTAN 60 (2011) Magyarország többrétegű talajmodell alapján becsült vízmérlege a XX. században BREUER Hajnalka és ÁCS Ferenc Eötvös Loránd Tudományegyetem Meteorológiai Tanszék, Budapest Bevezetés Mivel alapvetően mezőgazdasági ország vagyunk, hazánkban a párolgás és a vízkészlet meghatározása (VÁRALLYAY, 2008) fontos feladat. Mindkét mennyiség becslésére számos módszer van; ezek azonban sok esetben korlátoltan alkalmazhatók. A légköri tényezők (pl. a hőmérséklet, a csapadék, a légnedvesség, a sugárzás, vagy éppenséggel a szél) ismeretének hiányában, az egyszerű csöbör -modellek használhatók, melyek azonban csupán egyszerű párolgásbecslést adnak. E modellek legalapvetőbb változataiban a bemenő adatok a hőmérséklet és a csapadék. Első magyarországi alkalmazásaik BERÉNYI (1943) és SZESZTAY (1958) nevéhez fűződnek, akik a potenciális párolgást THORNTHWAITE (1931, 1948) módszerével becsülték. Mivel a becslés a léghőmérséklet alapján történt, népszerű volt mind hazánkban, mind külföldön (PEREIRA & PRUITT, 2004; GAO et al., 2007). E becslés mellett hazánkban elterjedt még a méréseken alapuló Antal-féle képlet (ANTAL, 1968), mely pl. DUNKEL (2003) munkájában összehasonlításul szolgált a műholdas adatok alapján történt párolgásszámításokkal. A meteorológiai adatok hiánya problémaként olyankor lép fel, amikor a számításokat nagy területre (pl. Magyarországra) vagy a régmúltra szeretnénk végezni. Manapság lokálisan egy-egy állomásra vagy gazdaságra elegendő adattal rendelkezünk ahhoz, hogy a párolgást korszerűbben pl. a felszíni ellenállás (JARVIS, 1976; JARVIS & MCNAUGHTON, 1986) alapján határozzuk meg. Ekkor a csöbör - modellek helyett többrétegű talajmodelleket használhatunk, ahol a számítások a havi lépték helyett már napi, órás vagy félórás időléptékben zajlanak. Az időjárási modellekben (NOILHAN & MAHFOUF, 1996; CHEN & DUDHIA, 2001) ennek megfelelően az időlépték legfeljebb félórás, de általában csak néhány perces. Korábbi munkánkban (ÁCS et al., 2007) havi időléptékű, módosított Thornthwaite-féle csöbör -modellt mutattunk be. A modell a vízmérleg elemei közül a talajvízkészletet és a párolgást számította. E modellfuttatásokkal kapott eredmények pontosítása végett a csöbör -modellt egy többrétegű talajmodellel kombináltuk, mely a párolgást a felszíni ellenállás alapján becsüli. A modell a tényleges párolgás és a talajvízkészlet mellett a felszíni és a felszín alatti lefolyást is részletesen jel- Postai cím: BREUER HAJNALKA, ELTE TTK Meteorológiai Tanszék, 1117 Budapest, Pázmány Péter sétány 1/a. bhajni@nimbus.elte.hu

2 66 B R E U E R Á C S lemzi. Munkánk célja az új modell és a vízmérleg fontosabb elemeinek bemutatása Magyarország területén a XX. században. Részletesen tárgyaljuk az egyes vízkészlet elemek évi menetét, területi eloszlását és a talajfelszíni jellemzőktől való függését. Anyag és módszer A vízmérlegbecslő modell A talaj vízkészlet-változását legegyszerűbb módon a csapadék és a párolgás különbségeként becsülhetjük. Amennyiben a talajban zajló vízmozgások leírásával részletesen vizsgáljuk a vízkészlet változását, úgy további tagokat is bevezethetünk a mérlegegyenletbe (1) (SZÁSZ & TŐKEI, 1997). Jelen talajvízmérleg becslésére szolgáló talajmodell háromrétegű. A vízkészlet változásának legnagyobb része az első két talajrétegben, nevezetesen a talaj felszíni és felszín alatti rétegében zajlik. A harmadik talajréteg a vízkészlet változásait klimatológiai skálán, azaz éves, vagy többéves időszak alatt szabályozza. A modell vízforgalom-becslő egyenletei a következők: ( t + 1) = Θ1( t) + [ P( t) + M ( t) DR( t) DP1 ET( t) Q1 ( t) S1( t) Δt Θ ( t + 1) = Θ2( t) + [ Q1 ( t) DP2 ET( t) Q2( t) S2( t) ] Δt Θ ( t + ) = Θ ( t) + [ Q ( t) Q ( t) + Rcl ( t)] Δt Θ 1 ], (1) 2, (2) , (3) ahol: Θ i (t) = az i-edik talajréteg vízkészlete, mm m -1 ; P = a csapadék, mm (30 perc) -1 ; M = a hóolvadás, mm (30 perc) -1 ; DR = a felszíni elfolyás, mm (30 perc) -1 ; ET = a tényleges evapotranszspiráció, mm (30 perc) -1 ; DP i = az i-edik réteg és a termőtalaj vastagságának aránya; Q i = a víz vertikális mozgása az i-edik talajréteg alján, mm (30 perc) -1 ; S i = az i-edik talajréteg víztöbblete, mm (30 perc) -1 ; és Δt = az időlépték, 30 perc. A felszíni és az első két rétegbeli hozzáfolyást a modell jellegéből adódóan nem határoztuk meg, valamint adatok híján a csapadéktól nem választjuk külön az intercepciót. A korábbi modellben a talajvízkészlet időbeli változását másodrendű implicit sémával írtuk le, melyet jelen modellben az általánosan elterjedt egyszerű explicit sémával oldunk meg. A csapadék halmazállapota lehet folyékony, szilárd és vegyes halmazállapotú, attól függően, hogy mekkora a csapadékhullás idejében tapasztalható hőmérséklet. A csapadék fajtája 0 C felett eső, -4 C alatt hó. A havas esőben az eső és a hó %- ban kifejezett arányát MCCABE ÉS WOLOCK (1999) nyomán lineáris interpolációval becsültük, ha a hőmérséklet 0 és -4 C között volt. Így pl. -3 C-on a havas esőt 25%-ban eső és 75%-ban hó alkotja. A hó olvadását a következő egyszerű algoritmus alapján becsültük: -4 C alatt nincs hóolvadás. Ilyen esetekben ha van csapadék a hó felgyülemlik a talajfelszínen víztartalékot képezve. 0 C felett az olvadás relatív mértéke 1. A két szélsőérték között lineárisan változik az olvadás relatív mértéke. Felszíni elfolyás akkor jelentkezik, ha a csapadék intenzitása nagyobb, mint a talaj maximális vízvezető képessége (HORTON, 1940; DUNNE ÉS BLACK, 1970). Így

3 Magyarország többrétegű talajmodell alapján becsült vízmérlege a XX. században 67 ahol: K s = a talaj telítési vízvezető képessége, mm s -1. DR( t) = P( t) Ks Δt, (4) A párolgás az egyik legfontosabb vízmérleg elem, ugyanakkor becsléséhez sokszor nincs megfelelő mennyiségű adat. PRIESTLEY és TAYLOR (1972) módszere szélsebességi adatok hiányában jól alkalmazható (ALLEN et al., 1998; ÁCS & HANTEL, 1999; FODOR et al., 2002; SZINYEI, 2006) figyelembe véve, hogy az így becsült párolgás kisebb, mint a mért. A potenciális párolgás egyenlete: Δ PET( t) = α PT ( Rn G), λ ( Δ + γ ) (5) ahol: α PT = a Priestley-Taylor-féle együttható, mely az advekcióból származó párologtató képességet konstansként fejezi ki. Értéke 1,26 vagy 1,74 attól függően, hogy az adott évben a legmelegebb hónap átlagos relatív nedvessége nagyobb vagy kisebb, mint 60%. Δ = a telítési vízgőznyomás hajlata, hpa K -1 ; λ = a párolgási hő, J kg -1 ; γ = a pszichrometrikus állandó, hpa K -1 ; R n = a sugárzási egyenleg, J m -2 s -1 ; és G = a talaj hővezetése a felszínen, J m -2 s -1. Tekintve, hogy a potenciális párolgás a vízzel ellátott felszín párolgását adja meg, a tényleges párolgást egy limitáló tényező (α) és a PET szorzataként fejezhetjük ki. Α 0 és 1 közötti α-t a talajvízkészlet (Θ) függvényében a következő módon becsültük: 1, ha Θ Θ f α = max( β, Ω,0,1), ha Θ f > Θ > Θ, (6) w 0,1, ha Θ Θw ahol: Θ f, = a szabadföldi vízkapacitáshoz tartozó talajvízkészlet; Θ w = a hervadásponthoz tarozó talajvízkészlet. Amikor Θ a Θ f és Θ w között van, az α-t kétféleképpen becsültük. Egyrészt közvetlenül a vízkészlet és a diszponibilis vízkészlet függvényében (β, a hasznos vízkészlet relatív értéke) határoztuk meg: Θ Θ w β =. (7) Θ Θ A tényleges párolgás ilyen jellegű, a talajnedvességtől és a szabadföldi vízkapacitástól való függésének használata hosszú múltra tekint vissza (pl. HILLEL, 1971; POSZA & STOLLÁR, 1983; VARGA-HASZTONITS, 1987). Másrészt becsültük az Ω, MCNAUGHTON és JARVIS-féle (1983) dimenzió nélküli együtthatót: Δ / γ + 1 Ω =, (8) Δ / γ + 1+ r f / r a ahol: Ω = a növényzet és a légkör közötti kapcsolat erőssége; r f = a sztómaellenállás, s m -1 ; r a = az aerodinamikai ellenállás, s m -1. f w

4 68 B R E U E R Á C S Munkájukban MCNAUGHTON és JARVIS (1983) bemutatták, hogy amennyiben a Penman-Montieth (MONTEITH, 1965) féle egyenletet felbontják sugárzási és advekciós tagokra, úgy a sugárzási tag (PET/α PT ) és az Ω együttható szorzatával megkapható a tényleges evapotranszspiráció, ha az advekciót elhanyagoljuk. Tekintve, hogy az α PT együttható az advekcióból származó párolgási bevételt fejezi ki, az Ω közvetlenül is alkalmas az ET becslésére. A sztómaellenállás a napsugárzás, a felvehető talajnedvesség, a hőmérséklet, a légnedvesség és a beérkező sugárzás függvénye (JARVIS & MCNAUGHTON, 1986). JARVIS (1976) alapján parametrizáltuk, mely szerint r min rf = st, f ( Θ) f ( T ) f ( e) f ( Ra) (9) ahol: r stmin = a minimális sztómaellenállás, s m -1, ami egy a növényzet típusától függő állandó; f(θ) = a talajnedvesség; f(t) = a hőmérséklet; f(e) = a légnedvesség; és f(ra)= a globális sugárzás hatásfüggvénye, melyeket CHEN és DUDHIA (2001) alapján számítottuk. Globális sugárzási adatok hiányában, a globális sugárzástól való függést elhanyagoljuk, azaz f(ra) 1, ami miatt a becsült talajnedvesség átlagosan 0,003 m 3 m -3 - rel kevesebb, mint ha az eredeti függvényt alkalmaznánk. Az r a a szélsebesség és a légköri rétegződés figyelembevételével határozható meg (CZÚCZ & ÁCS, 1999). Széladatok hiányában az r a -t a potenciális párolgás és a vízgőzhiány függvényében (MONTEITH, 1965; LIU et al., 2006) becsüljük, azaz ρ c p ( es e) ra =, (10) γ PET λ ahol: ρ = a levegő sűrűsége, c p = a levegő állandó nyomáson vett fajhője, e S = a telítési; míg e = az aktuális vízgőznyomás. Az alkalmazott közelítéssel azt kaptuk, hogy a vízmérleg-becslés mintegy 10-5 m 3 m -3 hibával terhelt. Az α tényező minimális értékéül 0,1-t vettünk. Egyrészt azért, mert nem lehetséges minden szempontot figyelembe venni a sztómák nyitottságának/zártságának becsléséhez (pl. a globális sugárzás adatának hiánya), másrészt azért is, mert a víz mennyisége még akkor is csökken a talajban, amikor a talaj vízkészlete a hervadás pont alatt van (CLARKE, 1965). A β és Ω együtthatók használatával egyrészt a talaj, másrészt a felszín potenciális párolgásra gyakorolt hatását kívántuk kifejezni. Együttes használatuk nem értelmezhető, ugyanakkor télen a növényzet hiánya miatt kizárólag az Ω használata nem biztosít elegendő párolgást. Nyáron a többékevésbé optimális hőmérsékleti és sugárzási viszonyokban a növényzet által elpárologtatott víz mennyisége nagyobb, mint amennyi elpárologtatott vízmennyiséget várnánk a vízkészlet alapján, ezért a két paraméter közül minden időlépcsőben a nagyobbat vesszük. A talaj két felső rétegét egységesnek tekintjük, így a belőlük elpárolgott vízmennyiséget vastagságuk arányában határozzuk meg. A talajrétegek közötti vízmozgást a talajnedvesség-potenciál függvényében becsültük (ÁCS & HANTEL, 1998):

5 Magyarország többrétegű talajmodell alapján becsült vízmérlege a XX. században 69 Ψi Ψi+ 1 2 D Q, i i = ρ w Keffi i+ + e, Di D (11) + i+ 1 ahol: ρ w = a víz sűrűsége; Ψ i = az i-edik réteg talajnedvesség-potenciálja, m; D i = a talajréteg vastagsága, m; és Keff = a két réteg közötti effektív vízvezető képesség, m s -1, amely a vizsgált két talajréteg vízvezető képességének rétegvastagság szerint súlyozott átlaga, Ki Di + Ki+ 1 Di+ 1 Keff i, i+ 1 =. (12) D + D A K i vízvezető képességet és a Ψ i talajnedvesség-potenciált CAMPBELL (1974) szerint parametrizáltuk: 2 b+ 3 i i+ 1 Θ i K i = K s és Θi Ψ, i = Ψs (12, 13) Θ s, i Θs, i ahol: K s = a telítési vízvezető képesség, m s -1 ; Ψ s = a telítési talajnedvesség-potenciál, m; Θ i = a talaj i-edik rétegének a vízkészlete, mm m -1 ; Θ s,i = a talaj i-edik rétegének telítési vízkészlete, mm m -1 ; és b = a Campbell-féle porozitási index. A (11) egyenlet eredeti alakjában (ÁCS & HANTEL, 1998) az itt látható exponenciális tag nem szerepel. Az exponenciális tag bevezetésére a talajban található víz mozgásának mélységtől való függésének (ELSENBEER et al., 1992; NIU et al., 2005) kifejezése miatt került sor. A víztöbblet és a vízhiány kérdése a vízmérleg-modellekben különféleképpen tárgyalható. A párolgás és a csapadék különbségeként (THORNTHWAITE, 1948), vagy a talaj vízkészlete alapján adható meg. Ekkor a víztöbbletet a szabadföldi vízkapacitásnál nagyobb, míg a vízhiányt a hervadáspontnál kisebb vízkészlet jelenti. Ha fellép a vízhiány a második talajrétegben, a vízhiányt a legalsó rétegből pótoljuk, ha Θ 3 > Θ w. A harmadik rétegben levő felszín alatti hozzáfolyást egy, az adott hónap éghajlati sajátosságától függő külső forrás biztosítja, amelybe a víz az b R cl input 2 ( D1 + D2 + D3 ) = K e (14) egyenlet alapján szállítódik. A K input [mm s -1 ] a havi hőmérséklet és csapadék függvénye, amelyek fk(t) és fk(p) 0 és 1 között változnak. A két függvény telítési vízvezető képességgel (Ks) való szorzata adja meg a rétegbe beszivárgó, de a mélységtől független K input vízmozgás-sebességet. Az fk(t) értéke 1-5 C-on és C-on. A tartományon belüli értékeket lineáris interpolációval határozzuk meg, úgy, hogy a havi globális átlaghőmérséklethez tartozó függvényérték mindig 0,5. A függvény alapján annál nagyobb a vízutánpótlás minél hidegebb van, hiszen ezekben az esetekben a környezet víztartalékai nem csökkennek a párolgás következtében. A csapadéktól való függés is hasonló elven működik. Minél csapadékosabb egy hónap, annál nagyobb az fk(p) értéke (tart az 1-hez). Ez alól kivételt képeznek a

6 70 B R E U E R Á C S 120 mm-nél nagyobb csapadékösszegű hónapok. Ezekben ugyanis fk(p) = 1 - fk(t) -vel, ha a havi átlaghőmérséklet nagyobb, mint a globális átlag. A számítások időlépcsője 30 perc, mert a kapacitív jellegű modelleknél a hoszszabb időlépcső a rendelkezésre álló talajvízkészletnél nagyobb vízhozamhoz vezetne. Ha a vízkészlet kezdeti értékeit nem ismerjük, a számításokat többször, iteratív módon megismételjük. Az iterációval kapott kezdeti értéket akkor fogadjuk el, ha legalább 4 iteráció volt; és a teljes időszakra vonatkozó vízmérleg elemek összege 0,5 mm-en belüli, valamint a kezdeti talajnedvesség két iteráció közötti különbsége 0,01 mm-nél kisebb. Az iterációt akkor is befejezettnek tekintjük, ha nem teljesül az utóbbi feltétel, de az egyes iterációs lépések közötti vízmérleg-különbség 10-4 mm-nél kisebb. Adatok Meteorológiai adatok. - A meteorológiai adatokat a CRU (Climate Research Unit) TS (Time Series) 1.2 adatbázisból vettük (MITCHELL et al., 2004). Az adatbázis 5 megfigyelt meteorológiai elemet tartalmaz: a 2 m-es léghőmérsékletet (T), a napi hőingást (DTR), a parciális gőznyomást (e), a felhőborítottságot és a csapadékot (P). Az adatbázist felépítő megfigyelések egész Európából beleértve Magyarországot is származnak. Figyelembe véve, hogy a XX. században folyamatosan növekedett a mérőállomások száma, az adatok interpolálásakor ezért, először a legtöbb méréssel rendelkező és referenciaként számon tartott es időszak mérési adatai alapján meghatározták minden hónapra az egyes meteorológiai elemek térbeli változékonyságát. Majd e statisztikai eloszlást felhasználva számították a mindenkori interpolált mennyiségeket, amely a ritkább mérések interpolációjából eredő hibákat csökkenti (MITCHELL et al., 2004). A rács horizontális felbontása 10 földrajzi perc ( 11 km) és lefedi egész Európát. Az elemek havi léptékben vannak 1901-től 2000-ig. A szimulációkhoz az adatokat további 6 szögperces felbontásúvá interpoláltuk, inverz disztáns interpoláció alkalmazásával, amely módszer alkalmazása nem okoz nagy hibákat, mivel az adatbázis horizontális eloszlása homogén és az eredeti interpolálás miatt a tengerszint feletti magasságok a valósághoz képest kb. fele akkorák. A K input meghatározásában szerepet játszó földfelszíni, globális havi átlaghőmérsékletek és csapadékösszegek a GHCN (Global Historical Climatology Network) adatbázisból (PETERSON & VOSE, 1997) származnak. Időbeli leskálázás. A modell nem tudja felhasználni a havi bontású adatokat. Ezért az adatok időbeli leskálázása szükséges. Ezt öt változó esetében végeztük el. A napi hőingás (DTR) havi átlagaiból úgy állítjuk elő a napi értékeket, hogy a havi átlagokat az adott hónap középső napjának napi értékével (DTR nap ) egyenlítjük ki, majd a két DTR nap közötti napi értékeket lineáris interpolációval becsüljük. Ugyanezt az eljárást alkalmazzuk a parciális vízgőznyomás (e nap ) és a hőmérséklet (T nap ) napi értékeinek meghatározására is. A T nap -ot tovább bontottuk az adott nap órás időintervallumaira (T 12 ). Ehhez a DTR nap napi értékei alapján meghatároztuk a napi maximum (T max ) és minimum hőmérsékleteket (T min ):

7 Magyarország többrétegű talajmodell alapján becsült vízmérlege a XX. században 71 T min = T nap DTR / 2 és T = T nap + DTR / 2. (15) nap A 12 órás átlaghőmérséklet (T 12 ) becsléséhez szükséges továbbá a csillagászatilag lehetséges napsütéses órák száma (H) a vizsgált 12 órás időszakban, T max 12 (( min Tmax = 12 H ) T + H )/12. (16) Az Országos Meteorológiai Szolgálat 2008 és 2009 évek folyamán nyilvánosságra hozta négy város Budapest, Debrecen, Szeged és Szombathely napi mért hőmérséklet- és csapadékadatait az időszakra ( E városok méréseit összevetve a leskálázási módszer eredményéül kapott adatokkal, elmondható, hogy a 100 év napi átlagos hőmérsékleteit 0,92-es korrelációval becsültük. A relatív nedvesség (RH) közvetlenül nem állt rendelkezésre. Ezeket a hőmérséklet napi leskálázásával megegyező módon előállított e napi és e snapi hányadosból számoltuk. A csapadék rendszertelen megjelenése miatt a csapadék esetében a lineáris becslések nem megfelelőek. Ugyanakkor egyszerű módszer alkalmazására törekedtünk: a 30 perces adatok előállítására a csapadék gyakorisága alapján. A fent említett négy város adatsora alapján a nyári félévben átlagosan 5,5 nap/hónap gyakorisággal hullott átlag 10,5 mm csapadék. A becsléskor a nyári félévben (áprilistól szeptemberig) a havi csapadék fele az adott hónap első 3 napjában hullott le, majd ezt követően, minden 6. napon volt csapadék, és minden esetben az első 12 órás időszakban. A téli félévben a megnövekedett ciklongyakoriság következtében többször volt csapadék, de kisebb mennyiségben. A 100 éves adatsorok alapján a gyakoriság 8,6 nap/hónap, melyhez átlag 4,6 mm csapadék társult. E statisztikai adatokat felhasználva csak kis mennyiségű ( 5mm) hó keletkezett. Mivel a havi hőmérsékletek alapján nem tudunk következtetést levonni arról, hogy hány napig tartó fagyos és szilárd csapadékkal járó időjárás volt, ezért a leskálázáskor minden napra jutó csapadék formájában végeztük a becslést. Így az adott hónap első 4 napjában hullik le a csapadék 30%-a, amely megjelenik a nap mindkét 12 órás időszakában. Ezt követően minden 3. napon hull annyi csapadék az első 12 órás időszakban, amennyi a másik két nap második 12 órás időszakában. Ezáltal a hó mennyisége nagyobb ( 30mm) lett, de még így is az átlagos ( 120mm) (Magyarország éghajlati atlasza, 2001) hómennyiség alatti. Mivel nem minden nap osztható hárommal vagy hattal, a fennmaradó csapadékmennyiséget az utolsó nap első 12 órás időszakára osztottuk szét. A 12 órás időszakokban minden esetben csak az első 2 órában van csapadék. Talajfelszíni jellemzők. ÁCS és munkatársai (2007) munkájában a talaj fizikai félesége alapinformációként szolgált a vízmérleg becslésében. Ez így van e tanulmányban is, ahol a talaj fizikai féleségének területi eloszlását a Várallyay-féle (VÁRALLYAY, 1980) adatbázisból vettük, amelyben 5+2 osztály van elkülönítve (1A. ábra). Magyarország Nemzeti Atlasza (1989) szerint hazánk földhasználati típusait legfőképpen a mezőgazdasági tevékenység határozza meg (1B. ábra). A hegyekben vannak a lombhullató és a tűlevelű erdők; a Duna Tisza közén pedig füves területek és cserjések töltik ki a mezőgazdasági területek közötti teret. Az nap

8 72 B R E U E R Á C S A B C 1. ábra A vízmérleg modellben használt fizikai talajféleség (A), földhasználati típus (B) és termőréteg-vastagság (cm) (C) területi eloszlása 8 8 km-es felbontásban. A. Fizikai talajféleség: 1. homok, 2. homokos vályog, 3. vályog, 4. agyagos vályog, 5. agyag, 6. láp, 7. durva vázrészek. B. Földhasználati típusok: 1. fű, 2. mezőgazdasági terület, 3. mezőgazdasági terület és erdő, 4. cserjés, 5. lombhullató erdő, 6. tűlevelű erdő, 7. elegyes erdő, 8. láp MTA TAKI AGROTOPO adatbázisában megtalálható termőréteg-vastagság (1C. ábra), a CRU adatbázishoz hasonlóan 10 perces földrajzi felbontásban állt rendelkezésünkre, melyet az általunk használt rácsra alkalmaztunk. A termőréteg vastagsága a Balatoni-medencében 100 cm alatti, sekély talajok figyelhetők meg a hegyekben, a Pesti síkságon és a Duna menti síkság északi területén. A különböző fizikai féleségű talajok hidrofizikai tulajdonságait ÁCS és munkatársai (2010) alapján állapítottuk meg. A paraméterértékeket VÁRALLYAY (1973), NEMES (2002), valamint FODOR ÉS RAJKAI (2005) munkáinak felhasználásával becsültük. Az általunk használt felszínhasználati típusok nem egy domináns növényfajtát, hanem egy általános növénytípust jelentenek, amelyekre az átlagos sztómaellenállások meghatározhatóak. E módszer a meteorológiai és a klimatológiai modellezési gyakorlatban igen elterjedt. Mivel a növényfajok meghatározásától a felszínhasználati osztályozás során eltekintenek, előfordulhatnak kevert típusok is (pl. mezőgazdasági terület és gyümölcsös). A sztómaellenállás értékét a fűre, mezőgazdasági területre és lombhullató, tűlevelű és elegyes erdőkre BROOK és munkatársai (1999), a lápra SMITH és munkatársai (2000), míg a mezőgazdasági területre és gyümölcsösökre LAGZI és munkatársai (2004) munkája alapján választottuk.

9 Magyarország többrétegű talajmodell alapján becsült vízmérlege a XX. században 73 Talajvízkészlet mérések. - A Debreceni Egyetem Hajdúháton (47 37'N, 21 36'E, h=112 m) levő Agrometeorológiai Obszervatóriuma sokéves, mért vízkészletadatait használtuk fel. Az állomás klímája mérsékelt kontinentális, az éves csapadékösszeg 550 mm, az évi átlaghőmérséklet 10,1 C. A talajvíz mélysége 10 m körül van, a talaj löszháton fekvő vályog fizikai féleségű csernozjom, a növényzet nem rendszeresen kaszált gyep. A Θ f és a Θ w értékekhez tartozó talajvízkészlet 360 és 150 mm m -1. Az adatok az 1972-től 1992-ig terjedő időszakra vonatkoznak. A havi mérések száma egy és hat között változott, de a téli időszakban a mérések gyakran szüneteltek a fagy vagy a hó miatt. A talajnedvességet gravimetriás módszerrel határozták meg (ÁCS et al., 2007). A Vízi és Légköri Erőforrás Megfigyelő Program keretén belül (Illinois állam, USA) több meteorológiai állomáson is végeznek talajnedvesség-méréseket, amelynek adatai szabadon hozzáférhetőek ( Az adatsorok állomásonként változó hosszúságúak, év napi meteorológiai méréseit tartalmazzák. A vízkészletet minden héten mérték kivéve akkor, amikor a felszínt hó fedte, vagy ha a talaj fagyott volt. A mérések neutronpróbás módszer alkalmazásával, cm-ig 20 cm-es felbontásban történtek. A modell alkalmazhatóságát tíz, a programban résztvevő állomás adatain is vizsgáltuk. Az állomásokra jellemző talajhidraulikai paramétereket HOLLINGER és ISARD (1994), ROBOCK és munkatársai (2000), valamint COSBY és munkatársai (1984) munkájából vettük. Az állomások éghajlatát tekintve, a Péczely-Trewartha (PÉCZELY, 1979) osztályozás szerinti D.1 (kontinentális éghajlat hosszabb meleg évszakkal), amely megegyezik a Magyarországra alkalmazható éghajlati osztállyal. Az állomásokon mért átlagos évi középhőmérséklet 11,4 C, míg az évi csapadékösszeg 1000 mm körül van. A nyári hónapok kb. 1,5 C-kal melegebbek, mint hazánkban. Ugyanakkor a magas átlagos nyári (> 100 mm hónap -1 ) és szeptemberben is a 70 mm feletti csapadéknak köszönhetően aszályra hajlamos időszak nincs. A tél enyhe, a januári átlaghőmérséklet -2,5 C, a többi téli hónapban azonban fagypont körüli. Verifikáció Eredmények A talajvízkészlet-becslő modell jóságát először a Debreceni Egyetem Hajdúháton levő Agrometeorológiai Obszervatóriumának mért talajvízkészlet adatsorán teszteltük. A Debrecenre vonatkozó éghajlati elemeket a CRU adatbázisból vettük, pontosabban a 47 34'N és a 21 34'E koordinátákhoz tartozó értékeket. A szimulált és a mért talajvízkészletek évi menetének 21 évnyi átlagát a 2. ábra szemlélteti. Láthatjuk, hogy a szimulált értékek március kivételével, az év folyamán nagyobbak a mért értékeknél. De az ÁCS és munkatársai (2007) munkában megfigyelhető jelentős (>50 mm) túlbecslés, ami főleg a téli és a tavaszi időszakban jelentkezett, megszűnt. Ennek oka, hogy az alacsony párolgás következtében, a csöbör modellben a csapadék telítette a talajt és jelentős víztöbblet keletkezett. Ezzel szemben jelen modellben a talajba került víz idővel elvezetődik (elszivárog). Az is észreve-

10 74 B R E U E R Á C S hető, hogy a szimulált értékek szórása lényegesen kisebb nyáron, mint ősszel vagy télen. Az USA-beli 10 állomás 13, illetve 15 évre átlagolt talajnedvességének a becslését a modell jól végezte (R = 0,985). Júliustól novemberig, valamint áprilisban a mért és modellezett átlagok közötti eltérés 5 mm m -1 alatti és az állomások vízkészletének a szórása is alig tért el. Jelentősebb (>10 mm m -1 ) különbségek decembertől márciusig felülbecslés, míg júniusban és júliusban alulbecslés formájában jelentkeztek. Összehasonlítva a korábbi modellverzió eredményeivel, az év második felében a méréseket mm m -1 -rel alulmúlták a modellszámítások, de a vízkészletváltozás részletesebb leírása következtében e hiba eltűnt. A B 2. ábra A szimulált és a mért vízkészlet (mm m -1 ) évi menetének többéves átlaga Hajdúháton (A) és 10 Illinois állambeli (USA) állomáson (B). Megjegyzés: az oszlopok az átlagos szórást, míg a függőleges vonalak a szórások abszolút maximumát és minimumát jelölik. Az ÁCS és munkatársai (2007) modellel kapott átlagos vízkészleteket szaggatott vonallal jelöltük

11 Magyarország többrétegű talajmodell alapján becsült vízmérlege a XX. században 75 Évi menet A talajvízkészlet magyarországi átlagának évi menetét különböző fizikai féleségű talajokra a 3. ábra szemlélteti. Látható, hogy a vízkészlet minden talaj fizikai féleségre márciusban maximális és szeptemberben minimális. A homok fizikaiféleségű rácspontokban a legkevesebb a vízmennyiség. A vízkészlet-értékek növekszenek a talaj átlagos szemcseméret csökkenésével a hasznos vízkészlettel együtt. A szemcsemérettel összefüggő növekvő vízkészlet sorrendből kivételt képez az agyagos vályog, melynek vízkészlet-értékei a legnagyobbak. Talajvízkészlet (mm m -1 ) Homok Homokos vályog Vályog Agyagos vályog Agyag 150 jan febr márc ápr máj jún júl aug szept okt nov dec Hónapok 3. ábra A talajvízkészlet (mm m -1 ) magyarországi területi átlagának évi menete különböző fizikai féleségű talajokon A talajok relatív vízkészletének (Θ/Θs) évi ingása 15 20%. A homok fizikai féleségű talajoké márciusban 65 75%, míg szeptemberben 45 55%; relatív vízkészletük 10 20%-kal kisebb a többi talajénál. A tényleges párolgás területi átlagának évi menete (nem ábrázoljuk) a Priestley-Taylor képlet alkalmazása miatt a globális sugárzás függvénye, tehát maximuma júniusban, míg minimuma decemberben van. Éves menetét ugyanakkor befolyásolja a talajréteg-vastagság is. A hatás elsősorban az áprilistól augusztusig terjedő időszakban jelentkezik, mivel ilyenkor a sugárzáson kívül a növényzet párologtatása és a talajpárolgás érvényesül. Télen a tényleges párolgás 1 10, míg nyáron mm hó -1 a talajréteg vastagságától függően. Nagyobb mértékű felszíni lefolyást a kötött agyagtalajok esetében tapasztaltunk. A nagy felszíni lefolyást az agyagtalajok a többi talajtípushoz képest minimum 5- ször, maximum 40-szer kisebb telítési vízvezető képessége a csapadékintenzitással együtt magyarázza. A legnagyobb felszíni lefolyások a júniusi csapadékmaximum idejében jelentkeznek, ekkor a felszíni lefolyás a csapadék 40 50%-a. A mélybe szivárgás területi átlagának évi menetét különböző talajréteg-vastagságok esetében a 4. ábra szemlélteti. Látható, hogy a termőtalaj rétegvastagsága erősen befolyásolja a mélybe szivárgást. Ennek oka, hogy hasonló intenzitású párolgás és csapadék előfordulásakor a sekélyebb talajban kevesebb víz tárolódik,

12 76 B R E U E R Á C S Mélybe szivárgás (mm m -2 hónap -1 ) jan febr márc ápr máj jún júl aug szept okt nov dec Hónapok <81 <101 <111 <121 <131 <141 <151 < ábra A mélybe szivárgás területi átlagának évi menete különböző talajréteg-vastagságok esetén és több víz szivárog a mélyebb rétegekbe. A mélybe szivárgás a téli hónapokban a legnagyobb, amikor a párolgás a legkisebb. Mértéke a 80 cm-nél sekélyebb talajok esetén télen mm hó -1 ; a 150 cm-nél mélyebb talajok esetén pedig 2 3 mm hó -1. Esőzések után, amikor a talaj nedvességtartalma nagyobb, mint a szabadföldi vízkapacitás, víztöbblet keletkezik. A víztöbblet területi átlagának évi menetét különböző földhasználati típusok esetén az 5. ábra szemlélteti. Víztöbblet fellépésekor nem a talaj fizikai félesége vagy a rétegvastagság, hanem a felszínt borító növényzet a meghatározó tényező. A keletkező víztöbblet mértékét a csapadék, a párolgás és az induló talajvízkészlet határozza meg. Az induló vízkészlet nagyságát tekintve a talaj fizikai félesége volt a meghatározó talajjellemző. A tényleges evapotranszspirációra habár a talaj fizikai félesége és a növényzet hatása is erős a talaj rétegvastagsága bírt a legnagyobb hatással. A víztöbblet azonban sokkal inkább függ a földhasználati típustól, mint a talaj fizikai féleségétől és rétegvastagságától. Ekkor azonban nem közvetlen, hanem közvetett hatások vezetnek a víztöbblethez. A fás területekre a mezőgazdasági területekre érkezőnél természetesen több csapadék hullik, amely azonos fizikai féleségű talajokon nagyobb lefolyást is eredményez. Az erdőkre jellemző sztómaellenállások is nagyobbak, tehát nemcsak a magasabb térszínen jellemző hőmérséklet, hanem a fiziológiai tulajdonságok miatt is kevesebbet párologtatnak, amely nagyobb lefolyáshoz vezet. A víztöbblet évi mentére a májusi maximum, a februári másodmaximum és az októberi minimum a jellemző. A legnagyobb víztöbbletet a nagy minimális sztómaellenállás-értékű kisebb párologtató képességű tűlevelű erdők mutatták az intercepciót figyelmen kívül hagyó számításaink szerint. A minimális sztómaellenállás csökkenésével együtt változtak az átlagos havi víztöbblet-összegek is. Az egyetlen kivétel a lápos területek víztöbblete volt, amely hasonló a füves területekéhez, ugyanakkor évi menetük eltért a többi felszíntípusra kapott évi menettől. A különbség oka a lápos területek tőzeg, kotu nagy szervesanyag-tartalmú fizikai félesége volt, amely különbözött a többi földhasználati típusétól.

13 Magyarország többrétegű talajmodell alapján becsült vízmérlege a XX. században 77 Víztöbblet (mm m -2 hónap -1 ) fű mg.-i terület mg.-i ter. és erdő cserjés lombhullató erdő tűlevelű erdő elegyes erdő láp jan febr márc ápr máj jún júl aug szept okt nov dec Hónapok 5. ábra A talajvíztöbblet területi átlagának éves menete különböző földhasználati típusú talajokon Területi eloszlás A tényleges evapotranszspiráció évi menete a talaj rétegvastagsága szerint alakul. Ez a függés megmutatkozik a talajvízkészlet évi összegének területi eloszlásában (6. ábra) is, amely mm év -1 közötti volt. A becsült párolgás a Balaton környékén volt a legkisebb a XX. századi szimulációban a kis talajréteg-vastagságok miatt. Megfigyelhető ez a Vas-Soproni völgységben, a Vértes, a Pilis, a Gerecse, a Mátra hegyeiben és a Pesti-síkságon is. Hasonlóan alacsony az evapotranszspiráció a Tiszántúlon, a Nagy-sárréten, a Dévaványai-síkon, a Kis-sárréten és a Maros-szögben, illetve több helyen a Tisza mentén. Ezeken a helyeken a tényleges párolgás az agyag fizikai féleség miatt kisebb. Nyáron ugyanis az esővíz nagy része lefolyik, így a hasznos vízkészlet relatív értéke is csökken a párolgással együtt. A tényleges párolgás legnagyobb éves összegei az ország délnyugati részén találhatók, ahol az éves csapadékösszeg is nagy. Az Alpok-aljáéhoz képest a kisebb 6. ábra A tényleges párolgás (mm év -1 ) évi összegének területi eloszlása

14 78 B R E U E R Á C S tengerszint feletti magasságokon azonban a léghőmérséklet párolgásnövelő hatása jobban érvényesül. A mélybe szivárgás éves összegének területi eloszlását a 7. ábra szemlélteti. Alakulásában a talajréteg vastagsága a legfontosabb tényező. A szinte lefolyástalan alföldi területek ott találhatók, ahol a rétegvastagság 150 cm-nél nagyobb. A nyugati országrészben a hasonló mélységű talajokon a mélybe szivárgás 40 mm év -1 körüli, amelynek oka elsősorban a nagyobb csapadékmennyiség. A legnagyobb mélybe szivárgás értékek 220 mm év -1 a Balatont körülvevő területeken mutatkoztak. A hegyekben és a rendkívül sekélytalajú vidékeinken (< 70 cm) ezek az értékek mm év -1 -nek adódtak. 7. ábra A mélybe szivárgás (mm év -1 ) évi összegének területi eloszlása A víztöbblet évi összegének területi eloszlását a 8. ábra szemlélteti. A modell által becsült víztöbbletet elsősorban a csapadék mennyisége alakítja. A nyugati és az északkeleti országrészekben a legnagyobb ( mm év -1 ), míg az Alföld délkeleti részén ilyen víztöbblet nem mutatkozik. A víztöbblet igen kicsi (<20 mm év -1 ) ott, ahol a talaj rétegvastagsága is kicsi (pl. a Balaton vidéke, és a Vas-Soproni völgység), mert a mélybe szivárgás elszállítja a talajrétegből a víztöbbletet. Hasonlóképpen, ott, ahol a talaj fizikai félesége következtében nagy a felszíni elfolyás, a víztöbblet kicsi vagy nincs (pl. Bodrogköz). A területek belvíz-veszélyeztetettséget meghatározó tényezők az éghajlat, a domborzat, a talaj, a sekélyföldtan, a hidrológia és a természetes növénytakaró (PÁLFAI, 1994). Ezek közül a tényezők közül a modell nem veszi figyelembe a kiemelt jelentőségű domborzatot és a hidrológiát. Emiatt a számított víztöbblet területi eloszlásán nem láthatóak a belvízzel veszélyeztetett területek, pl. Felső- Tisza környéki tájak, a Jászság és a Nagykunság egy része, valamint a Körösök vidéke (PÁLFAI, 2005). Ugyanakkor a márciusi, 1m-es mélységű talajszelvényre vonatkozó vízkészlet-értékek igen nagyok (> 400 mm m -1 ) a fent felsorolt területek mindegyikén. Ez jól látható a 9. ábrán. Úgyszintén nagy (>350 mm m -1 ) vízkészletértékek figyelhetők meg a Hanság, a Tolnai-Sárköz, a Zalai-dombság és a Belső-

15 Magyarország többrétegű talajmodell alapján becsült vízmérlege a XX. században ábra A talajvíztöbblet (mm m-1) évi összegének területi eloszlása 9. ábra Az 1m-es mélységű talajszelvény vízkészletének (mm m-1) területi eloszlása márciusban Somogy kivételével a Dunántúli-dombság területén, illetve az Északi-középhegységben. A legkisebb vízkészlet-értékek ( 250 mm m-1) a Duna Tisza közén, a Pesti-síkságon és a Bakonyban találhatóak. A jellemzően tavaszi belvízen túl, a nyári aszály is éghajlatunk tipikus jellemzője. A csapadék és a tényleges evapotranszspiráció különbségének területi eloszlása augusztusban a 10. ábrán látható. E különbség az országot lefedő 1429 rácspontból 1210 pontra negatív. Ez azt jelenti, hogy az ország területének mintegy 85%-a érzékeny, vagy érzékeny lehet az aszályra. Ez az eredmény, közelítően egyező a PÁLFAI és munkatársai (1998) által becsült 90% értékkel. A leginkább aszállyal veszélyeztetett (P-ET < -24 mm hó-1) területek a Hortobágy, a Nagykunság déli része, a Nagykőrösi-homokhát, a Gyöngyös, a Zagyva, a Tápió menti, az alföldi területek, a Kiskunság és a Békési-sík egyes részei. Az aszályérzékeny, vagy a potenciálisan aszályérzékeny területek eloszlása függ egyrészt a talaj fizikai féleségétől (pl.

16 80 B R E U E R Á C S 10. ábra A csapadék és a tényleges evapotranszspiráció különbségének (mm) területi eloszlása augusztusban. Megjegyzés: A vastag vonal a 0 mm határát jelöli Nagy-Sárrét), másrészt különösen az izolált, egy két pontra jellemző lokális minimumoknál és maximumoknál a földhasználati típustól. (pl. Duna Tisza köze). Az eredmények értékelése Munkánkban háromrétegű talajvízmérleg-modellt mutattunk be, amely a tényleges evapotranszspirációt a felszíni ellenállás becslése alapján számítja. A modell az evapotranszspiráció számítása mellett a felszíni és a mélybe szivárgást is körültekintően jellemzi. A modellben havi léptékű éghajlati elemeket 2 m-es léghőmérsékletet, napi hőingást, a parciális vízgőznyomást, a felhőborítottságot és csapadékot használtunk. A felszíni jellemzők közül számításba vesszük a minimális sztómaellenállás, a talaj fizikai félesége, a talajréteg vastagsága és a földhasználati típusok területi eloszlását. E modellt a korábbi munkánkban (ÁCS et al., 2007) bemutatott egyszerű csöbör modell továbbfejlesztéseként használtuk. A számításokhoz az adatokat a CRU TS földrajzi perces felbontású adatbázisból vettük, mely tartalmazza a XX. század havi hőmérsékleti, csapadék- és légnedvességadatait. A két modellváltozat talajvízkészlet eredményeinek összehasonlításaképpen a következőket mondhatjuk: A mért talajvízkészlet évi menettel összevetve a korábbi modellel tapasztalt késő téli, kora tavaszi mm m -1 túlbecslés és nyári mm m -1 alulbecslés megszűnt. A szélsőségek mérséklődése a modell időlépcsőjének csökkenésére és a modellben alkalmazott további részfolyamatok leírására vezethető vissza. Az átlagos talajvízkészlet mennyisége csak a homok fizikai féleség esetében tér el, az alkalmazott talajparaméterek közötti különbségből eredően. A korábbi modellben a talajvízkészlet mennyisége az öt fő fizikai féleségre a szemcseméret csökkenésével folyamatosan növekedett. Jelen modellben az agyagos vályog és az

17 Magyarország többrétegű talajmodell alapján becsült vízmérlege a XX. században 81 agyag közötti reláció megváltozott, mert a vízkészlet meghatározásában már a telítési vízkapacitás is szerepet játszik, amely az agyagos vályogra nagyobb, mint agyagra (ÁCS et al., 2010). A talajvízkészlet területi eloszlása hasonló, nagyobb különbségek a hegyekben és a Balaton környékén adódtak, ahol a talaj rétegvastagsága kisebb, mint 1m. Az éves tényleges párolgás mértéke továbbra is mm év -1 közé tehető, de területi eloszlása lényegesen eltér. A korábbi modellben a területi eloszlást az egyetlen, a modellt befolyásoló talajfelszíni tulajdonság, a talaj fizikai féleség területi eloszlása határozta meg. Az új modellben elsősorban a rétegvastagság által meghatározott talajvízkészlet és a részletesebb talaj fizikai féleség eloszlás befolyásolja az ET-t. A korábban nem meghatározott mélybe szivárgás (R) szintén a rétegvastagság függvényének bizonyult, amely minél kisebbnek adódott, annál nagyobb lett a lefolyás. Az R az éves összegét tekintve a Balaton környékén, illetve a hegyekben (ahol 1 m-nél sekélyebb a talaj) mm év -1 értékűnek adódott. Az e fölötti víztöbblet a csapadékon kívül a növényzet hatásaként állt elő. A fenyvesekkel borított hegyvidéki tájakon 100 mm év -1 víztöbblet adódott, míg lombhullató erdősségekben csak 60 mm év -1. A talajvízkészlet számításában az éghajlati elemeket is figyelembe vevő modell tér- és időbeli felbontása jelentősen javult. Az új modell további hidrológiai összetevőket is figyelembe vett, pontosítva ez által a korábbi becsléseket. A domborzat számításba vétele azonban a jövő feladata. Összefoglalás Jelen tanulmány egy 3 talajrétegű vízmérleg modellt és az azzal a XX. évszázadra kapott eredményeket mutatja be. A párolgás számítását a Priestly-Taylor-féle módszerrel végzik, kombinálva a sztómaellenállás becslésével, míg a vízmozgást a talajban a talaj becsült vízvezető képességével számítják. A XX. századra végzett modellszámításokhoz a CRU adatbázist használták, amely Magyarország területének mintegy 1430 rácspontjára adott szimulációs eredményeket. A részletes éghajlati adatokon túl figyelembe vették a talaj fizikai féleségét, a talaj rétegvastagságát és a földhasználatot a rendelkezésre álló adatbázisok felhasználásával. Az eredmények szerint a talajfelszín tulajdonságai közül a talaj rétegvastagsága gyakorol jelentős hatást a tényleges párolgásra, valamint a mélybe szivárgásra. A talaj fizikai félesége elsősorban a vízkészletet és a tényleges párolgást, míg a felszínhasználat a tényleges párolgást és a víztöbbletet határozza meg. Kulcsszavak: vízmérleg, talajvízkészlet, talajmodell, felszínhasználat, mezoskála

18 82 B R E U E R Á C S Irodalom ALLEN, G. R. et al., Crop evapotranspiration-guidelines for computing crop water requirements. FAO Irrigation and Drainage. Paper FAO. Rome, Italy. ANTAL E., Az öntözés előrejelzése meteorológiai adatok alapján. Kandidátusi értekezés. Budapest. ÁCS F., BREUER H. & SZÁSZ G., A tényleges párolgás és a talajvízkészlet becslése tenyészidőszakban. Agrokémia és Talajtan ÁCS, F. & HANTEL, M., The land-surface flux model PROGSURF. Global and Planetary Change ÁCS, F., & HANTEL, M., The Penman-Monteith concept based land-surface model PMSURF. Időjárás ÁCS, F. et al., Effect of soil hydraulic parameters on the local convective precipitation. Meteorol. Zeitschrift. 19. (2) BERÉNYI N., Magyarország Thornthwaite rendszerű éghajlati térképe és az éghajlati térképek növényföldrajzi vonatkozásai. Időjárás , BROOK, J. R. et al., Description and evaluation of a model of deposition velocities for routine estimates of air pollutant dry deposition over North America. Part I: model development. Atmospheric Environment CAMPBELL, G. S., A simple method for determining unsaturated conductivity from moisture retention data. Soil Sci CLARKE, G. C., Elements of Ecology. Wiley. New York. CHEN, F. & DUDHIA, J., Coupling an advanced land surface-hydrology model with the Penn State-NCAR MM5 modeling system. Part I: Model implementation and sensitivity. Mon. Wea. Rev (4) COSBY, B. J. et al., A Statistical Exploration of the Relationships of Soil Moisture Characteristics to the Physical Properties of Soils. Water Resour. Res CZÚCZ B. & ÁCS F., A labilis rétegzõdés parametrizálása a PMSURF növénytakaró modellben: konvergencia vizsgálat empirikus módszerekkel. Légkör. 44. (2) 2 6. DUNKEL, Z., An evapotranspiration calculation method based on remotely sensed surface temperature for agricultural region in Hungary. Időjárás DUNNE, T. & BLACK, R. D., Partial area contributions to storm runoff in a small New England watershed. Water Resour. Res ELSENBEER, H., CASSEL, K. & CASTRO, J., Spatial analysis of soil hydraulic conductivity in a tropical rain forest catchment. Water Resour. Res FODOR, N. & RAJKAI, K., Estimation of physical soil properties and their use in models. Agrokémia és Talajtan FODOR, N. et al., M software package for modelling cropping systems. European J. Agr GAO, G. et al., Trend of estimated actual evapotranspiration over China during J. Geophys. Res D11120, doi: /2006jd HILLEL, D., Soil and Water. Physical Principles and Processes. Academic Press. New York.

19 Magyarország többrétegű talajmodell alapján becsült vízmérlege a XX. században 83 HOLLINGER, S. E. & ISARD, S. A., A soil moisture climatology of Illinois. J. Climate HORTON, R. E., An approach towards physical interpretation of infiltrationcapacity. Soil Sci. Soc. Amer. Proc JARVIS, P. G The interpretation of the variations in leaf water potential and stomatal conductance found in canopies in the field. Philos. Trans. Roy. Soc. London Ser. B JARVIS, P. G. & MCNAUGHTON, K. G., Stomatal control of transpiration scaling up from leaf to region. Adv. Ecol. Res LAGZI, I. et al., Modelling ozone fluxes over Hungary. Atmospheric Environment LIU, S., MAO, D. & LU, L., Measurement and estimation of the aerodynamic resistance. Hydrol. Earth Syst. Sci. Discuss Magyarország Éghajlati Atlasza, (Szerk: Mersich I. et al.) Országos Meteorológiai Szolgálat. Budapest. Magyarország Nemzeti Atlasza, (Szerk: PÉCSI M.) Cartographia. Budapest. MCCABE, G. J. & WOLOCK, D. M., Future snowpack conditions in the western United States derived from general circulation model climate simulations. Journal American Water Resources Association MCNAUGHTON, K.G. & JARVIS, P. G., Predicting effects of vegetation changes on transpiration and evaporation. In: Water Deficits and Plant Growth. (Ed.: KOZLOWSKI, T. T.) Vol. VII Academic Press. New York. MITCHELL, T. et al., A comprehensive set of high-resolution grids of monthly climate for Europe and the globe: the observed record ( ) and 16 scenarios ( ). Tyndall Centre Working Paper No. 55. Norwich. MONTEITH, J. L., Evaporation and environment. In: Symposium of the Society for Experimental Biology, The State and Movement of Water in Living Organisms. (Ed.: FOGG, G. E.) Vol , Academic Press, Inc. NY. NEMES, A., Unsaturated soil hydraulic database of Hungary: HUNSODA. Agrokémia és Talajtan NIU, G.-Y. et al., A simple TOPMODEL-based runoff parameterization (SIMTOP) for use in global climate models. J. Geophys. Res (D21) NOILHAN, J. & MAHFOUF, J. F., The ISBA land surface parameterization scheme. Global and Plan. Change PÁLFAI I., Az Alföld belvíz-veszélyeztetettségi térképe. Vízügyi Közlemények. 76. (3-4) PÁLFAI I., Belvizek és aszályok Magyarországon (Hidrológiai tanulmányok). Közlekedési Dokum. Kft. Budapest. PÁLFAI I., SZILÁRD GY.& VÁRADI J., Az aszály vízgazdálkodási hatásai Magyarországon. Vízügyi Közlemények. 80. (1) PÉCZELY GY., Éghajlattan. Tankönyvkiadó. Budapest. PEREIRA, A. R. & PRUITT, W. O., Adaptation of the Thornthwaite scheme for estimating daily reference evapotranspiration. Agricultural Water Management. 66. (3) PETERSON, T. C. & VOSE, R. S., An overview of the Global Historical Climatology Network Temperature Database. Bull. Amer. Meteorol. Soc

20 84 B R E U E R Á C S POSZA I. & STOLLÁR A., 1983, A tényleges párolgás számításához használt növénykonstansok értékei több évi mérés alapján. Időjárás PRIESTLEY, C. H. B. & TAYLOR, R. J., On the assessment of surface heat flux and evaporation using large-scale parameters. Mon. Wea. Rev ROBOCK, A. et al., The Global Soil Moisture Data Bank. Bull. Amer. Meteorol. Soc SMITH, R. I. et al., Regional estimation of pollutant gas dry deposition in the UK: model description, sensitivity analyses and outputs. Atmospheric Environment SZÁSZ G. & TŐKEI L., Meteorológia mezőgazdászoknak, kertészeknek és erdészeknek. Mezőgazda Kiadó. Budapest. SZESZTAY, K., Estimation of water balance of catchment areas in Hungary. Időjárás SZINYEI D. F., Az energiaháztartás komponenseinek becslése nyomgázterjedésiülepedési modell futtatásához. Diplomamunka. Budapest. THORNTHWAITE, C. W., The climates of North America according to a new classification. Geogr. Rev THORNTHWAITE, C. W., An approach toward a rational classification of climate. Geogr. Rev VARGA-HASZONITS Z., Agrometeorológiai információk és hasznosításuk. Mezőgazdasági Kiadó. Budapest. VÁRALLYAY Gy., A talaj nedvességpotenciálja és új berendezés annak meghatározására az alacsony (atmoszféra alatti) tenziotartományban. Agrokémia és Talajtan VÁRALLYAY, GY., Influences of climate changes on soil moisture regime, texture and erosion. In: Soils on a Warmer Earth (Eds.: SCHARPENSEEL, H. W., SCHOMAKER, M. & AYOUB, A.) Elsevier. Amsterdam. VÁRALLYAY GY., Talaj víz kölcsönhatások a klímaváltozás tükrében. Talajvédelem. Különszám Internet források: Éghajlati adatsorok Országos Meteorológiai Szolgálat. Budapest. Water and Atmospheric Resources Monitoring Program (WARM). Illinois State Water Survey, Prairie Research Institute. WarmList.asp Érkezett: május 27.

21 Magyarország többrétegű talajmodell alapján becsült vízmérlege a XX. században 85 Water balance in Hungary in the 20 th century, based on a multi-layer soil model H. BREUER and F. ÁCS Department of Meteorology, Eötvös Loránd University, Budapest Summary This paper presents a three-layer soil water balance model and the results achieved when applying it to meteorological data for the 20 th century. The evapotranspiration calculations were based on the Priestly Taylor method, combined with the estimation of stomatal resistance, while water transport in the soil was calculated as a function of soil water hydraulic conductivity. The data used to run the model were taken from the CRU database for the whole of the last century, involving about 1430 territorial grid points from all over Hungary. As well as detailed climate data, the soil texture, the thickness of three soil layers and the land use were also taken into account. The results showed that among the surface soil characteristics, the thickness of the soil layers had the greatest effect on evapotranspiration, and also contributed to the depth of drainage. Soil texture was most important for calculating the soil water content and actual evapotranspiration, while the land use influenced actual evapotranspiration and the water surplus. Fig. 1. Territorial distribution of the soil texture (A), land use (B) and soil thickness (cm) (C) data used in the water balance model, on a 8 8 km grid. A. Soil texture: 1. Sand, 2. sandy loam, 3. loam, 4. clay loam, 5. clay, 6. fen, 7. course skeletal soil. B. Land use types: 1. Grass, 2. arable, 3. arable + forest, 4. coppice, 5. deciduous forest, 6. conifer forest, 7. mixed forest, 8. fen. Fig. 2. Long-term mean of the annual changes in simulated and measured soil water reserves in the Hajdúhát region of Hungary (A) and at 10 stations in Illinois (USA) (B). Note: columns represent mean deviation, and vertical lines the absolute maximum and minimum values of deviation. The mean water reserves calculated using the model reported by ÁCS et al. (2007) are marked by a dotted line. Fig. 3. Annual changes in the territorial mean of soil water reserves in Hungary on soils with different texture. Legend: Soil texture from top to bottom: sand; sandy loam; loam; clay loam; clay. Horizontal axis: Month. Vertical axis: Soil water reserves, mm m 1. Fig. 4. Annual changes in the territorial mean of drainage to deeper layers (mm m 2 month 1 ) in the case of different soil layer thickness (cm). Fig. 5. Annual changes in the territorial mean of soil water surplus (mm m 2 month 1 ) on soils with various land uses. Legend: Land uses from top to bottom: Grass; arable; arable + forest; coppice; deciduous forest; conifer forest; mixed forest; fen. Fig. 6. Territorial distribution of the annual sum of actual evapotranspiration (mm year 1 ). Fig. 7. Territorial distribution of the annual sum of drainage to deeper layers (mm year 1 ).