3.3. Párolgás

Az evapotranszspiráció, vagyis párolgás a vízháztartási mérleg legjelentősebb kiadási tagja. A csapadékhoz hasonlóan mm-ben adjuk meg, mely az 1 m2 felületről elpárolgó vízoszlop magasságát jelzi.

A párolgás történhet (1) különböző felszínekről, melyet evaporációnak nevezünk: a folyékony halmazállapotú vízből fizikai folyamat során vízgőz képződik; (2) a növényzet nedvesség kibocsátása, azaz a transzspiráció révén, mely egy fiziológiai folyamat. Ez utóbbin belül megkülönböztethetünk ún. kutikuláris transzspirációt, vagyis a légtérbe történő közvetlen párologtatást a növények felületén át a nedvességmembránokból, és ún. sztomatikus transzspirációt, vagyis a vízpára diffúzióját a sztómanyílásokon és a lentikulumnyílásokon át a légkörbe a levélszövetek gőzzel telített hártyáiból.

Az evapotranszspiráció meghatározó tényezői az alábbiak:

A szárazföldek feletti tényleges és potenciális évi párolgás zonális átlagai. A potenciális párolgás az óceáni felszínek feletti evapotraszspirációval egyezik meg

3.13. ábra. A szárazföldek feletti tényleges (ET) és potenciális (ETpot) évi párolgás zonális átlagai. A potenciális párolgás az óceáni felszínek feletti evapotraszspirációval egyezik meg. (Budiko, 1956 nyomán)

A közepes földrajzi szélességek övében a párolgás nagyon markáns napi és évi menettel rendelkezik. Nappal, erős besugárzás idején kapjuk a legnagyobb párolgási értékeket, mely a teljes napi párolgásnak 60-80%-át teszi ki (Tóth et al., 1983). Ezzel szemben éjjel alig párolog a felszín, mivel ekkor általában stabil légrétegződési viszonyok jellemzők, és szinte teljesen hiányoznak a turbulens örvények is. Az évi menetet a nagy nyári és alacsony téli értékekkel adhatjuk meg. Magyarországon a teljes évi párolgásnak mintegy 80-85%-a április és szeptember között történik.

A potenciális párolgás hazai eloszlását tekintve a magasabb hegyvidéki területeken, valamint az ország nyugati részén jellemzők a legalacsonyabb értékek (átlagosan 600–700 mm között). A déli régiókban viszont a lehetséges évi párolgás átlagos értéke meghaladja a 900 mm-t. A tényleges párolgás természetesen ettől jóval kisebb (átlagosan évi 450–650 mm), mivel rendszerint nem áll rendelkezésre elegendő vízmennyiség a párolgáshoz. A területi eloszlást alapvetően az óceáni hatás határozza meg, ezért a legnagyobb évi párolgási értékeket a Dunántúl nyugati és délnyugati részén kaphatunk.

Az evapotranszspiráció meghatározása közvetett eljárásokkal történhet. Elterjedten használatos módszer a tárolt vízkészlet csökkenésének mérése például párolgásmérő kádak, liziméterek vagy természetes tározóterek megfigyelésével. Számításokkal is lehetséges a megadása akár a hőháztartási, akár a vízháztartási mérleg felhasználásával. Ez utóbbi esetén lényeges, hogy a vízháztartási egyenleg többi tagjának mérése megfelelő pontossággal történjen, s ne tartalmazzon jelentősebb hibát. A hőháztartási egyenleggel való közelítés esetén a Bowen-arányt, azaz a szenzibilis és a látens hő hányadosát kell meghatároznunk. Ugyancsak elterjedt az aerodinamikai módszer alkalmazása, amikor elsősorban a légköri turbulencia hatását vesszük figyelembe. A számítások során gyakran az ún. Penman-Monteith formulát (Penman, 1965) használjuk, mely egyesíti a hőháztartási és az aerodinamikai szemléletmódot, ezáltal pontosabb eredményeket kaphatunk.

A meteorológiai és hidrológiai mérőállomásokon többféle, a WMO által elfogadott párolgásmérő kádat alkalmaznak, melyek elsősorban méretükben különböznek. Például a Magyarországon használatos amerikai fejlesztésű, ún. „A” típusú kád (3.14. ábra) mintegy 25 cm magas, 1,2 m átmérőjű, vízfelszíne 1,18 m2. A talaj felé történő hőáramlás megakadályozása érdekében a fémkádat fatalapzatra helyezik, mely alatt 15 cm vastagságú rétegben szabad légtér kell, maradjon. A mérés során a kádon belül elhelyezett mérőhenger furatát – ez biztosítja a kádban lévő vízszinttel egyező hengerbeli vízszintet – csavarral elzárjuk, majd a mérőhengert kiemeljük. A benne lévő vizet 0,1 mm beosztású mérőhengerbe öntve határozzuk meg a vízoszlop magasságát. Végül a mérés után a kádból kivett vizet visszaöntjük. Amennyiben két egymás utáni mérés időpontja között csapadékhullás történt, a mért csapadékmennyiséget figyelembe kell venni.

A Magyarországon használt „A” típusú párolgásmérő kád

3.14. ábra. A Magyarországon használt „A” típusú párolgásmérő kád

A hazai kádpárolgási mérőhálózatot 1958-ban a VITUKI (Vízgazdálkodási Tudományos Kutató Intézet, 1952–2012) hozta létre. Az OMSZ (Országos Meteorológiai Szolgálat) pár évvel később, 1966-ban kezdte el a rendszeres méréseket. A teljes mérőhálózatba az 1980-as évek közepén már 32 párolgásmérő kád tartozott, melyből 22-t az OMSZ, 10-t pedig a VITUKI felügyelt. Mára jelentősen csökkent az üzemben tartott párolgásmérő kádak száma.

A párolgásmérő kádakkal mért párolgás értéke jelentősen eltér a szabad vízfelszínek párolgásától a kád kisebb hőtároló-képessége, illetve a kialakuló oázishatás miatt. Ezért egy korrekciós faktort, az ún. kád-tó együtthatót szoktak alkalmazni a tavak, tengerek párolgásának megadásakor. A kád-tó együttható meghatározása nem könnyű feladat, többféle módon szokták végezni. Például a különböző éghajlati viszonyok között mért kádadatokat összehasonlítják a nagyobb tartályok által mért értékekkel, s így becslik az alkalmazandó aránytényezőt. Egy másik módszer szerint a kádpárolgási értékeket korrigálják a kád palástján és az alján bevitt és leadott hő figyelembe vételével. Szintén lehetséges a vízháztartási mérlegből meghatározott párolgási értékek és a kádpárolgási adatok összehasonlításával megadni az együttható értékét. A kád-tó együttható tipikus értéke Magyarország térségében a csapadékosabb és a szárazabb időszakokban rendre 0,8–0,9, illetve 0,5-0,6.

A kopár talajfelszínek vagy növényzettel borított felszínek esetén a potenciális párolgásnál jóval kisebb tényleges párolgást nagymértékben meghatározza a talajvízből való utánpótlódás lehetősége, mely elsősorban a néhány méteres mélységig terjedő felső fedőréteg összetételétől és szerkezetétől, valamint a talajvízmélységtől függ. Az evapotranszspiráció méréséhez lizimétereket alkalmazhatunk. Ezek lényegében a környezetüktől különválasztott talajoszlopok, eredetileg talajtani vizsgálatok céljából fejlesztették ki, de párolgási és beszivárgási mérésekhez is elterjedt a használatuk. Attól függően, hogy mit szeretnénk mérni a liziméterek lehetnek növényzetmentes talajjal, vagy növényzettel borított talajjal feltöltve. A mérési feladatnak megfelelően a természetes talajvízszint hatását hagyják érvényesülni vagy meghatározott szinten, mesterségesen tartják a talajvízszintet. További lehetőség a természetes csapadéktól való elzárás vagy a csapadék szerepének figyelembevétele a liziméterek működtetésekor. Elsősorban a mezőgazdasági célú méréseknél szoktak alkalmazni olyan lizimétereket is, melyeket a vizsgált célterületnek megfelelően vagy esetleg attól eltérő módon öntöznek. Csoportosíthatjuk szerkezetük alapján is a mérő eszközöket: vannak tömegmérési és volumetrikus (kompenzációs) elven működő liziméterek. Előbbiek közé sorolhatók a mechanikus mérlegelésű liziméterek, a hidrosztatikus liziméterek és az erőmérő cellás liziméterek. Az utóbbiak pedig a hozzáadott vagy kimerített víz mennyiségét mérik. A természetes talajjal való kapcsolat szerint vannak (1) lehatárolt, (2) részben lehatárolt és (3) lehatárolatlan talajtesttel rendelkező liziméterek. A talaj bedolgozási módja szerint pedig elkülöníthetünk zavartalan és zavart talajtesttel működő mérő eszközök. A zavart talajtest azt jelenti, hogy folyamatos ellenőrzéssel a természetes állapot talajszerkezetét igyekeznek megközelíteni. Lehetséges a liziméterek nagyság szerinti csoportosítása is (3.3. táblázat).

3.3. táblázat. A liziméterek nagyság szerinti osztályozása (Vargay, 1967)

Csoport

Felület (m2)

Magasság (m)

Nagyméretű

> 1,00

>0,8

Középméretű

0,30–1, 00

0,6–0,8

Kisméretű

0,10–0,30

0,4–0,6

Mikroméretű

0,05–0,10

0,1–0,4

A hóval vagy jéggel borított felszínek esetén a légkörbe kerülést jelentő párolgáshoz szükséges energia nagyobb, mint a vízfelszínek esetén. Az alacsonyabb léghőmérséklet miatt a légkör vízgőz-befogadó képessége is jelentősen kisebb, mint a nyári időszakban. Mindebből következik, hogy az elpárolgó vízmennyiség jóval kevesebb, s hidrológiai, vízgazdálkodási szempontból nem számottevő. Becslések szerint a hótakaróból havonta elpárolgó vízmennyiség nem haladja meg a 20 mm-t.

A mesterséges, burkolt felszínek feletti párolgás egyrészt jóval rövidebb ideig tart, mint a természetes felszínek esetén, a gyorsabb lefolyási folyamat miatt. Másrészt sokkal intenzívebb a magasabb felszíni hőmérséklet következtében.

A növényzet felületéről való párolgás (hangsúlyozottan az evaporáció, s nem a transzspiráció) az intercepciós, azaz a növényzet által a csapadékból visszatartott vízmennyiségből történik. Meghatározásakor az a kiindulási feltételezés, hogy az intercepciós vízmennyiség teljes egészében elpárolog. Legegyszerűbben úgy adhatjuk meg, hogy mind szabad terepen, mind a növényzet koronája alatt végzünk csapadékméréseket, s ezek különbségeként számoljuk a növényzet felületén felfogott vízmennyiséget. Ez a módszer nagyon pontatlan, mivel a csapadékmérők elhelyezésétől erősen függ a mért különbség. Kisebb magasságú növényzet esetén pedig egyáltalán nem kivitelezhető. Pontosíthatjuk a kapott értékeket, ha a növényzet fajtájának, fejlettségének, valamint a csapadék intenzitásának és a szél erősségének hatását is figyelembe vesszük. Az egyszerűbb, lineáris statisztikai kapcsolaton alapuló becslésnél (pl.: Horton, 1940) pontosabbak a növényzet felületén növekvő tározódást is figyelembe vevő közelítések (pl. Merriam, 1960) és az egész folyamat időbeli változását – például a csapadékhullás alatti párolgást vagy a csapadék-intenzitás változását – követő modellek.