3.2 A Kakas féle adatbázis

3.2.1 Módszertani vizsgálatok

E fejezetben a módszerek magyarországi alkalmazásaival foglalkozunk. Köppen és Thornthwaite módszerét már alkalmazták hazánkban, mi ezt más adatokkal és más feltételek mellett tesszük meg. Ugyanakkor Holdridge (1947) módszerét először alkalmazzuk hazánkban. Ezen alkalmazások egyik fő kérdése az, hogy mennyire alkalmasak e módszerek Magyarország klímájának mezoskálán történő jellemzésére? Megemlítendő, hogy e módszereket a kidolgozóik alapvetően a klíma makroskálájú leírására szánták!

Köppen módszere

Hazánk éghajlatának Köppen (1936) féle leírását elsőként Réthly (1933) adta meg. Réthly szerint a Köppen (1936) féle osztályozás alkalmazása hazánkban nehézkes. Nehezményezte a meleg-mérsékelt (C) és a hideg-mérsékelt (D) éghajlatokkal kapcsolatos határértékeket. Réthly (1933) ugyanakkor célszerűnek látta a -2°C-os határ bevezetését a -3°C-os határ helyett. Továbbá, Köppen eredeti jelöléseit további betűjelekkel egészítette ki, melyek a következők: x" - csapadékmaximum júliusban, zivataros esőkkel; z - második őszi csapadékmaximum; e - a május-augusztusi időszakban a levegő relatív nedvessége nem nagyobb, mint 70%.

A fenti módosításokkal elkészült Köppen (1936) féle térképet a 3.17. ábra mutatja.

Magyarország éghajlata a Köppen (1936) féle osztályozás alapján Réthly (1933) szerint. Réthly néhány módosítást ajánlott és vezetett be.

3.17. ábra. Magyarország éghajlata a Köppen (1936) féle osztályozás alapján Réthly (1933) szerint

Eszerint hazánk nagy része az enyhébb telű C klímaövbe tartozik, amint azt már Köppen (1936) is megemlíti egy-két magyar állomás adatai alapján. A középhegységek 350-400 m-nél magasabb részei már a hideg-mérsékelt övbe (D) esnek, ahol a januári középhőmérséklet alacsonyabb, mint -2°C (Justyák, 1995). A hideg-mérsékelt övbe tartozik – nagy összefüggő területként – az Alföld északkeleti része (Szabolcs-Szatmár-Bereg és Borsod-Abaúj-Zemplén megye) is. A második éghajlati választóvonal a meleg és a forró nyarú területeket elválasztó 22°C-os izoterma. Ez Somogy és Baranya megye déli határától indul, magába foglalva a Baranyai-dombságot és Villányi-hegységet, majd Szekszárd, Kalocsa, Kiskunfélegyháza, Fegyvernek, Berettyóújfalu irányában halad az ország keleti határáig. Ettől délre a forró nyarú, a jelzésű területek találhatók. A Dunántúl túlnyomó részében, valamint az Alföld északi és keleti részein, továbbá az Északi-középhegységben mindenütt b jelzésű, hűvösebb nyári klíma az uralkodó (Justyák, 1995). Itt a legmelegebb hónap középhőmérséklete már 22°C alatti. Az a és b területeket elválasztó vonal egybeesik a nyári félév (az áprilistól szeptemberig tartó tenyészidőszak) +18°C-os hőmérsékleti vonalával. Az x betű arra utal, hogy a csapadékmaximum a nyár elején, június körül lép fel. Hazánkban csupán Vas és Zala megyében, valamint az ország északkeleti határvidékén mutatható ki a zivataros esőkből származó júliusi csapadékmaximum (x"). A második csapadékmaximum (z) jellemző Dunántúl egész területén (Justyák, 1995), kivéve – az imént említett – Vas és Zala megyét. Az e-vel jelölt vonal a szárazsági/nedvességi határvonal, melynek átlagos relatív nedvesség-értéke kisebb, mint 70% az Alföld felőli részén a májustól augusztusig tartó időszakban. A Kisalföldön is található egy ilyen szárazabb terület. Köppen hazánkat az ún. kukorica éghajlatú (Cfa) vidékek közé sorolta. Ezeket kora nyári és őszi csapadékmaximumok jellemzik, forró nyárral és száraz utónyárral (Justyák, 1995). Ugyanakkor a 3.17. ábra szerint e klímatipus hazánk területének csak kisebb hányadát alkotja. Inkább a mérsékeltebb nyárral jellemzett Cfb típus az elterjedtebb.

Elkészítettük Magyarország Köppen (1936) féle éghajlat-osztályozását, mely a 3.18. ábrán található.

Magyarország éghajlata a Köppen (1936) féle osztályozás alapján felhasználva a Kakas (1960) féle adatbázis adatait

3. 18. ábra. Magyarország éghajlata a Köppen (1936) féle osztályozás és a Kakas (1960) féle adatbázis alapján

Eszerint hazánk éghajlata viszonylag nagyfokú homogenitást mutat. Réthly módosításai ellenére a Réthly (1933) féle térkép és a mi térképünk közötti hasonlóság jelentős. Magyarország jelentős része a meleg-mérsékelt C klímaövbe tartozik, azonban hazánk északkeleti részeiben már a hideg-mérsékelt D klímaöv is megjelenik. A D klímaövbe esik a Mátra legmagasabb csúcsainak mindegyike, a Bükk-fennsík egésze, továbbá e két hegység északi lejtői; az Aggteleki-karszt, a Cserehát és a Zemplén; illetve a Bodrogköz és Szabolcs-Szatmár-Bereg megye teljes területe. A felsorolt területek mindegyikén az éghajlat a Dfb képlettel, azaz az éven belüli egyenletes csapadékeloszlású és meleg nyarú hideg-méréskelt klímával jellemezhető.

Hazánk többi részén a Cfa és a Cfb képletekkel jellemezhető klíma található, amelyek egyenletes csapadékeloszlású, forró és meleg nyarú meleg-mérsékelt klímák. A Réthly (1933) féle térképen a 22°C-os izotermavonal „Somogy és Baranya megye déli határától indul ki magába zárva Baranyát, majd Szekszárd, Kalocsa, Kiskunfélegyháza, Túrkeve, Püspökladány irányában halad kelet felé az ország határán túlra ” (Justyák, 1995). A 3.18. ábrán e vonal ehhez képest jócskán délebbre húzódik. A Df klíma forró nyarú változata csupán Délkelet-Magyarország határ menti területein jelenik meg. E részleteket a használt adatbázisok határozzák meg.

Holdridge módszere

Magyarország éghajlatát a Holdridge (1947) féle osztályozás alapján a 3.19. ábra szemlélteti.

Magyarország éghajlata a Holdridge (1947) féle osztályozás alapján felhasználva a Kakas (1960) féle adatbázis adatait

3. 19. ábra. Magyarország éghajlata a Holdridge (1947) féle osztályozás és a Kakas (1960) féle adatbázis alapján

Ez az osztályozás sem mutat sokkal többet Köppen (Réthly, 1933) osztályozásánál. Hazánk területén négy életforma-típus különböztethető meg. Ezek a következők: meleg-mérsékelt száraz erdő (kis arányban), hideg-mérsékelt füves puszta, hideg-mérsékelt üde erdő és a boreális nedves erdő. A meleg-mérsékelt száraz erdő típus csak Szegeden, míg a másik véglet, azaz a boreális nedves erdő mindössze a Bükk-fennsíkon (Bánkút mérőállomás) fordul elő. Ily módon megállapíthatjuk, hogy hazánk legnagyobb részén a hideg-mérsékelt klíma figyelhető meg. Dunától nyugatra, az Északi-középhegységben, Szabolcs-Szatmár-Bereg megye és Hajdú-Bihar megye területén a nedvesebb (humid) kategória, azaz az üde erdő a jellemző. Dunától keletre, az Alföld szívében a szárazabb (szubhumid) hideg-mérsékelt típus található. Holdridge (1947) rendszere itt a potenciális életformát – a várakozásoknak megfelelően – hideg-mérsékelt füves pusztaként határozza meg.

A fentiek alapján tehát megállapíthatjuk, hogy Holdridge rendszere – az eredeti beosztást követve – alkalmatlan Magyarország klímájának mezoskálájú jellemzésére. Ugyanakkor Szelepcsényi és mtsai. (2009a, 2009b) belátták, hogy Holdridge rendszere alkalmassá tehető Magyarország klímájának mezoskálájú jellemzésére az ún. átmeneti zónák definiálásával. Szelepcsényi és mtsai. (2009b) Magyarország területére öt átmeneti zónát jelöltek ki, melyeket a 3.20. ábra szemlélteti.

A Holdridge (1947) féle háromszögdiagramban definiált átmeneti zónák Magyarország esetében. Ez a Holdridge módszerének speciális alkalmazása Magyarországon.

3.20. ábra. Magyarország területére definiált átmeneti zónák a Holdridge (1947) féle háromszögdiagramban

Az 1. átmeneti zónában a száraz erdő dominál, míg a 2. átmeneti zónában a füves puszta a jellemző. A 3. és 4. átmeneti zónában az üde erdő az uralkodó, az előbbi esetben melegebb, míg utóbbi esetben hűvösebb a klíma. Az 5. átmeneti zónában pedig már a nedves erdő a domináns. A 3.21. ábra az átmeneti zónákkal kiegészített Holdridge (1947) rendszere szerinti éghajlat-osztályozást mutatja.

Magyarország éghajlata a módosított, átmeneti zónákkal kibővített Holdridge (Szelepcsényi és mtsai., 2009b) féle osztályozás szerint. Ez Magyarország éghajlata Holdridge és Szelepcsényi szerint.

3.21. ábra. Magyarország éghajlata a módosított, átmeneti zónákkal kibővített Holdridge (Szelepcsényi és mtsai., 2009b) féle osztályozás szerint

A 3.21. ábra interpretációjához előszöt tekintsük át Borhidi (1961) klímazonális vegetáció-térképét (3.22. ábra).

Magyarország éghajlata Borhidi szerint. A-montán bükkösök öve, B-szubmontán bükkösök öve, C-Gyertyános-tölgyesek öve, D-tölgyeserdők öve, E-erdős sztyeppek öve. A térképen az Alföld azonos szárazságú övezeteit jelölő izoxéra-vonalak is fel vannak tüntetve.

3. 22. ábra. Magyarország klímazonális térképe (Borhidi, 1961), jelölések: A-montán bükkösök öve, B-szubmontán bükkösök öve, C-gyertyános-tölgyesek öve, D-tölgyeserdők öve, E-erdős sztyeppek öve. A térképen az Alföld azonos szárazságú övezeteit jelölő izoxéra-vonalak is fel vannak tüntetve.

Magyarország Gaussen-Walter (Borhidi, 1961) diagramok alapján szerkesztett klímazonális térképe jól mutatja, hogy hazánk területének jelentős részén, így pl. a Sió vonalától nyugatra, a Dunántúli-középhegységben, az Északi-középhegységben, valamint a Nyírségben is a természetes vegetációt lombos erdők alkotják. Az Alföld számottevő területein és a Kisalföldön is az eredeti vegetáció az erdős sztyepp. Varga és mtsai. (2000) szerint az erdős sztyepp átmeneti növényzeti öv a zárt erdő és a sztyepp között. Ebben az övben a többé-kevésbé zárt erdők és az általában száraz termőhelyű gyepek mozaikos elrendeződést mutatnak. Az Alföld növényföldrajzi arculatát azonban az utóbbi évszázadokban inkább a humán, mintsem a klimatikus tényezők alakították. Így a mezőgazdaság térhódítása miatt, valamint a folyószabályozások következményeként az Alföld ezen életforma-típusa visszaszorult napjainkra. Összevetve a 3.21. és a 3.22. ábrákat, megállapíthatjuk, hogy a lombos erdők és az erdős sztyeppek közötti határvonalat – jó közelítéssel – a módosított Holdridge (Szelepcsényi és mtsai., 2009b) rendszer is kijelöli. Holdridge bővített rendszerében (Szelepcsényi és mtsai., 2009b) ez a határvonal a 3. átmeneti zóna és a hideg-mérsékelt füves puszta között húzódik. Az eredeti osztályozás szerint az Alföld középső területein a jellemző vegetációforma a hideg-mérsékelt füves puszta (3.19. ábra), míg a módosított osztályozás szerint (Szelepcsényi és mtsai., 2009b) a füves pusztával határos 2. átmeneti zóna (3.21. ábra) az uralkodó. A 2. átmeneti zónában is a füves puszta jelleg dominál, azonban a csapadék évi összege már meghaladja az 500 mm-t. Itt tehát már egy kissé nedvesebb a klíma a Holdridge által definiált füves pusztához képest. A magyarországi erdős-sztyeppeken, azaz az Alföldön és a Kisalföldön az évi átlagos csapadékösszeg (AP) értéke 500-560 mm, míg az évi biohőmérsékleti átlagok (ABT) 10-11°C között szóródnak. Az évi potenciális evapotranszspirációs arány (APETR) értékei 1,1-1,25 közöttiek, így tehát az Alföld klímája inkább humid. A nedvességi karakterisztikákat tovább boncolgatva megfigyelhetjük azt is, hogy a szemariditási index alapján kijelölt 5-ös izoxéra vonal szinte egybeesik a 2. átmeneti zóna és az eredeti hideg-mérsékelt füves puszta között húzódó határvonallal. Előfordulnak azonban eltérések is! Ezt a Gödöllői-dombság példáján szemléltethetjük. Holdridge módosított rendszerében (Szelepcsényi és mtsai., 2009b) a hideg-mérsékelt füves pusztából mintegy szigetként emelkedik ki a Gödöllői-dombság. Gödöllő környékén ugyanis a klíma a 3. átmeneti zóna klímájának felel meg, miszerint a potenciális életforma a hideg-mérsékelt, üde erdő. Borhidi (1961) klímazonális vegetáció-térképén (3.22. ábra) azonban a Gödöllői-dombság beleolvad a szárazabb, nagyobb szemiariditással jellemezhető alföldi tájba. Az is megállapítható, hogy a 3.21. és 3.22. ábrák megfeleltetése a középhegységek és a dombságok esetében még nehézkesebb. Pl. Dunántúl vegetációját, így klímáját is Borhidi (1961) jóval árnyaltabban jellemzi, mint Holdridge (Szelepcsényi és mtsai., 2009b). Borhidi klímánkat Szentgotthárd környékén montán bükkösként, míg Nagykanizsa térségében gyertyános-tölgyesként jellemzi. Holdridge (Szelepcsényi és mtsai., 2009b) ilyen árnyalt különbségtételre képtelen; az ő módszere alapján mindkét mérőállomás térségében hideg-mérsékelt, üde erdő a potenciális életforma. A két osztályozás viszont közeledik egymáshoz a Bükk-fennsík esetében. Ez hazánk legnedvesebb és leghidegebb területe mindkét módszer alapján (Holdridge szerint (Szelepcsényi és mtsai., 2009b) a boreális nedves erdő, míg Borhidi (1961) szerint a montán bükkös erdő a potenciális életforma). Ezek az eltérések azonban érthetők: Borhidi (1961) Magyarországra, míg Holdridge (1947) az egész Földre vonatkozóan alkotta meg osztályozását.

Thornthwaite módszere

Magyarország éghajlatát a Thornthwaite (1948) féle módszer alapján a 3.23. ábra szemlélteti.

Magyarország éghajlata a Thornthwaite (1948) féle éghajlat-osztályozás alapján a Kakas (1960) féle adatbázis adatainak felhasználásával

3. 23. ábra. Magyarország éghajlata a Thornthwaite (1948) féle éghajlat-osztályozás és a Kakas (1960) féle adatbázis alapján

Thornthwaite módszere Magyarországon 11 db klímatípust különböztet meg. A térképezésük során azonban csak 7 kombinációt különítettünk el. Ez Holdridge rendszeréhez képest [4 változat az eredeti (Holdridge, 1947) és 7 változat a módosított (Szelepcsényi és mtsai., 2009b) verzióban] még nagyobb változatosságot jelent. A hőellátottságot illetően Thornthwaite (1948) módszere nem differenciál. Hazánk hőellátottsága túlnyomó részt mezotermális (B'1). Az évi hőellátottság a 125 esetből csupán 5 esetben mikrotermális (C'2). Ezek rendre a Mátra, a Bükk és a Visegrádi-hegység legmagasabban fekvő mérőállomásai, azaz a Kékestető, Galyatető, Mátraháza, Bánkút és Dobogókő. E hőellátottságbeli homogenitás részben ellentmond a Köppen (1936) és Holdridge (1947) módszerével kapott eredményeknek. Ezek alapján mondhatjuk, hogy Thornthwaite (1948) módszere alkalmatlan Magyarország mezoskálájú hőellátottságának osztályozására.

Thornthwaite (1948) módszere hazánk éghajlatát egyértelműen csak a vízellátottságbeli különbségek alapján osztályozza. Eszerint öt nedvességi kategória különíthető el: a száraz szubhumid (C1), a nedves szubhumid (C2), valamint a humid (B1, B2 és B3) klímák, ha a szárazabbtól a nedvesebb kategóriák felé haladunk. Hazánk legszárazabb területein száraz szubhumid (C1) viszonyok uralkodnak. Ez az állapot tapasztalható az Alföld jelentős részén, a Kisalföldön, a Vértesben, a Hernád völgyében, a Szerencsi-dombságban és a Taktaközben is. E területeken a víztöbblet jelentéktelen, vagy közepes nagyságú téli víztöbblet. A száraz és a nedves szubhumid klímák (C1, C2) között húzódó választóvonal a Dunántúlon szinte egybeesik a lombos erdők és az erdős sztyeppek között húzódó határvonallal. Ez jól egyezik a 3.21. ábrán látható határvonallal is, amely elválasztja a hideg-mérsékelt füves pusztát, valamint a harmadik átmeneti zónára jellemző üde erdőt. Hangsúlyozzuk ki, hogy – a jó egyezés ellenére – a három módszer egymástól független. Thornthwaite módszere (1948) három klímatipust különít el a Siótól nyugatra fekvő területeken. A nyugati határszélen (Szentgotthárd, Nagykanizsa és Lenti) a klíma humid (B1), jelentéktelen vízhiánnyal. Baranya déli határvidékén és a Sió-csatorna nyugati oldalán egy sávban a klíma nedves szubhumid (C2), közepes téli víztöbblettel. Hazánk legnedvesebb területei a Bakony középső részében, a Visegrádi-hegységben, a Börzsönyben, a Mátrában és a Bükk-fennsíkon találhatók. E területeken a klíma humid (B1, B2 és B3), jelentéktelen vízhiánnyal.

Összehasonlító elemzés

A 3.18., a 3.19. és a 3.23. ábrák alapján a következő megállapításokat tehetjük.

• A módszerek nem alkalmasak hazánk hőellátottsága területi változatosságának jellemzésére. Ennek leírására a „hőellátottsági skála” finomítására lenne szükség. A hőellátottságot illetően Köppen (1936) a hőmérsékletben, míg Thornthwaite (1948) a potenciális evapotranszspirációban gondolkodott. Mindkettőnek megvan az előnye és a hátránya is. A hőmérsékleti skála egyszerű, de talán túlságosan durva a differenciáláshoz. A potenciális evapotranszspirációs skála megalkotása viszont már nehezebb feladat, de talán nagyobb differenciálási lehetőséget is biztosít. E skáláknak mindenképpen „biológiai” vonatkozásúaknak kell lenniük, márcsak azért is, mert biofizikai éghajlat-osztályozási módszerekről van szó.

• A három módszer közül Thornthwaite (1948) módszere bizonyult a legjobbnak hazánk vízellátottsága területi változatosságának a jellemzésére. Ugyanakkor Köppen (1936) módszere teljesen alkalmatlan hazánk mezoléptékű vízellátottságának a leírására. Holdridge (1947) módszere viszont már különbséget tesz a Dunántúl és az Alföld vízellátottsága között. Bizonyos finomításokkal ez az érzékenység akár növelhető is (Szelepcsényi és mtsai., 2009b). Thornthwaite (1948) módszere ugyanakkor 11 nedvességi kategóriát különböztet meg, mely módszer a Dunántúl nedvességi viszonyainak differenciálására is képes. Mindezek ellenére ez a módszer sem kecsegtet eredménnyel ismerve hazánk extrém nedvességi viszonyait, amikor egymáshoz közeli területeken szinte egy időben fordul elő víztöbblet is és vízhiány is. Ezek az extrém viszonyok csak akkor lesznek megbízhatóan jellemezhetők, ha a mikro- és mezoléptékű domborzati viszonyokat is számításba vesszük. Véleményünk szerint egy ilyen típusú alkalmazás csak Thornthwaite (1948) módszerének alkalmazásával valósítható meg.

3.2.2 A módosított Thornthwaite féle módszer

E módszer keretében a területi eloszlások mellett az évi menetek elemzésével is foglalkozunk. Ezek részletesebb taglalására az alábbiakban kerül sor.

Évi menetek

Elemezzük a szimulált talajvízkészlet és tényleges párolgás átlagos évi menetét külön-külön minden egyes talajtextúrára vonatkozóan! A fenti nagyságok átlagos évi meneteit a homokra, homokos vályogra, vályogra, agyagos vályogra és agyagra rendre 16, 9, 63, 21 és 7 eset alapján kaptuk. A Θ évi menetét az 5 fő fizikai féleségre vonatkozóan a 3.24. ábra tartalmazza.

A talajvízkészlet átlagos évi menete különböző fizikai féleségek esetén (homok, homokos vályog, vályog, agyagos vályog és agyag)

3. 24. ábra. A talajvízkészlet átlagos évi menete homok, homokos vályog, vályog, agyagos vályog és agyag esetén

A homok és az agyag vízkészletének átlagos évi menete elkülönül a vályogos textúrájú (homokos vályog, vályog és agyagos vályog) talajok vízkészletének átlagos évi menetétől. Az agyag vízkészlete értelemszerűen a legnagyobb, míg a homoké a legkisebb. A homok esetében a minimális értékek 100 mm·m-1 körüliek és júliusban, valamint augusztusban jelentkeznek. A vályogos textúrájú talajok esetében a legkisebb értékek 190-240 mm·m-1 körüliek. Az agyag esetében a minimális érték 310 mm·m-1 körüli és júliusban jelentkezik. Megjegyzendő, hogy a modell szerint nincs tavaszi maximum; a téli és a tavaszi időszak vízkészlet-értékei megegyeznek.

A tényleges párolgás átlagos évi menete különböző fizikai féleségek esetén (homok, homokos vályog, vályog, agyagos vályog és agyag)

3. 25. ábra. A tényleges párolgás átlagos évi menete homok, homokos vályog, vályog, agyagos vályog és agyag esetén

Szembetűnő, hogy az év első öt hónapjában a tényleges párolgás szinte egyáltalán nem érzékeny a talaj fizikai féleségére (3.25. ábra). Júniusban és augusztusban viszont a homok feletti párolgás markánsan kisebb, mint a többi fizikai féleség esetén. A homokot követően a homokos vályog rendelkezik a második legkisebb ET értékkel. Az ET maximális értékei júniusban jelentkeznek, ekkor ezek – a homok kivételével – megközelítik a 100 mm·hónap-1 értéket. Érdekes módon a májusi és a júliusi ET értékek nagyjából megegyeznek és értékük 90 mm·hónap-1 körüli. Továbbá októbertől márciusig az ET havi értékei kisebbek, mint 30 mm·hónap-1.

Területi eloszlások

  • Klímaképletek

A módosított Thornthwaite (Drucza és Ács, 2006) féle modellel kapott klímaképletek területi eloszlását a 3.26. ábra szemlélteti. Az előzőek alapján csak a nedvességi viszonyokat tükröző betűk (az első és a harmadik betű) eloszlását mutatjuk. Hazánk klímáját ezúttal mindössze három – két betűből álló – betűkombináció jellemzi.

A módosított Thornthwaite (Drucza és Ács, 2006) féle modellel kapott klímaképletek területi eloszlása Magyarországon a Kakas (1960) féle adatbázis adatainak felhasználásával.

3. 26. ábra. A módosított Thornthwaite (Drucza és Ács, 2006) féle modellel kapott klímaképletek területi eloszlása Magyarországon

E betűkombinációkban a második betű mindig r, ami azt jelenti, hogy a nyári, általában szárazabb időszakban nincs vízhiány, vagy ha van is, akkor is csekély. Az első betű B2, B1 vagy C2, vagyis e számítások alapján hazánk jó vízellátottságú, így a humid és nedves szubhumid kategóriába tartozó ország. A B2 kategória Bakony térségében és Somogyban, Dráva közelében fordul elő. Az e kategória kiterjedése nem jelentős. Ugyanakkor a B1 kategóriához jóval nagyobb terület tartozik. Ez a térség elhúzódik a Dunántúl nyugati és délnyugati, valamint a Duna-Tisza köze déli részeire, az Északi-középhegység területére, valamint hazánk távoli, keleti vidékeire is. E területeknél még nagyobb kiterjedésű a C2-es kategória, amely lefödi Kisalföldet, a Dunántúl keleti részét, valamint az Alföldet is a déli területek kivételével. Hazánk klímájának e képe nyilvánvalóan túl dúrva, azaz nem látható a mezoklímák területi változatossága. Felvetődik a kérdés, vajon a módosított Thornthwaite (Drucza és Ács, 2006) féle modellben bevezetett két módosítás közül (a talaj fizikai féleségének beiktatása és a tényleges párolgás parametrizálása) melyiknek tulajdonítható az alapvető változás? A kérdést megválaszolhatjuk, ha a klímaképletek területi eloszlásának meghatározásakor a talajtextúrák területi eloszlásának a hatását is számításba vesszük, ugyanakkor a párolgás parametrizálását nem módosítjuk, azaz a tényleges párolgás helyett a Thornthwaite (1948) féle potenciális párolgást becsüljük. Az ily módon kapott klímaképletek területi eloszlását a 3.27. ábrán láthatjuk.

A Thornthwaite (1948) féle modellel kapott klímaképletek területi eloszlása Magyarországon, ha számításba vesszük a talajtextúra területi eloszlását is. Ez az ábra egy gondolati kísérlet eredménye.

3. 27. ábra. A talajtextúra területi eloszlását számításba vevő Thornthwaite (1948) féle modellel kapott klímaképletek területi eloszlása Magyarországon

A számítások alapján megállapíthatjuk, hogy a klímaképletek területi eloszlását döntően a párolgás parametrizálása határozza meg. Ugyanis a 3.23. és a 3.27. ábrák közötti különbségek jóval kisebbek, mint a 3.26. és a 3.27. ábra közöttiek. Az ábrák összehasonlítása alapján az is látható, hogy a talaj fizikai félesége területi eloszlásának a klímaképletek területi eloszlására gyakorolt hatása csekély. A döntő kérdés az, hogy maradunk-e a potenciális párolgás parametrizálásánál, vagy sem? Ugyanis a tényleges párolgás beiktatásával a párolgás drasztikusan csökken, ezért a talaj jelentősen nedvesedik, amiért a nedvességi index ingadozásai is mérséklődnek, majd ennek következtében a klímaképletek száma is csökken.

Mindezek alapján nyilvánvaló, hogy éghajlat-osztályozási célokra a tényleges párolgás helyett potenciális párolgást kell becsülni.

  • Talajvízkészlet és a tényleges párolgás

Évi értékek

A talajvízkészlet átlagos évi értékeinek területi eloszlását a 3.28. ábra szemlélteti. E területi eloszlás nagymértékben függ a talaj fizikai féleségétől. Erről akkor győződhetünk meg, ha ezt az ábrát összevetjük a talaj fizikai féleségének területi eloszlását szemléltető ábrával (6. ábra). A legkisebb Θ értékek a homokos, míg a legnagyobbak az agyagos területeken mutathatók ki. Nagy kiterjedésű homokos területek a Nyírségben, a Gödöllői-dombságon, Felső- és Alsó-Kiskunságban, Paks környékén, a Szigetköz déli részén, a Tapolcai-medencében és Belső-Somogyban fordulnak elő. Itt a Θ évi átlagos értéke 50-150 mm·m-1. Az agyagos, vagy az agyagos vályog területeken – mint pl. a Tokaj-hegyalján, a Taktaközben, a Hortobágy északi részén, a Mátrában, a Börzsönyben, a Visegrádi-hegységben, a Dévaványai-síkon, a Hajdúságban, a Nagykunság déli részén és a Békési-sík nyugati részén – a Θ átlagos értéke 350-450 mm m-1.

Az évi átlagos talajvízkészlet területi eloszlása Magyarországon a módosított Thornthwaite féle modell alapján.

3.28. ábra. Az évi átlagos talajvízkészlet területi eloszlása Magyarországon

A Θ értéke a vályogos területű Zselicben és a Zalai-dombságon 270-330 mm·m-1. Ez az érték nagyobb, mint más vályogos területeken, és az eltérések az eltérő csapadékmennyiségekre vezethetők vissza (3.29. ábra).

Az évi csapadékösszeg területi eloszlása Magyarországon a Kakas (1960) féle adatbázis adatai alapján. Ez az ábra az előbbi ábra magyarázataként szolgál.

3. 29. ábra. Az évi csapadékösszeg területi eloszlása Magyarországon a Kakas (1960) féle adatbázis adatai alapján

A tényleges párolgás évi összegének területi eloszlását a 3.30. ábra szemlélteti. Ez az eloszlás a talaj vízkészlettől és a csapadéktól függ (3.28. és 3.29. ábra). Az ET minimumok (380-440 mm év-1), valamint az ET nagyobb értékeinek (500 mm·év-1) területi eloszlása megközelítően egybeesik a Θ szélsőértékeinek területi eloszlásával. A Körös-zug, Jászság és a Csepeli-sík párolgása azonban a csekély csapadék miatt kisebb, mint a hasonló textúrájú területek párolgása. A csapadékosabb nyugati, délnyugati országrészben az ET évi összege 600 mm·év-1 körüli.

A tényleges párolgás évi összegének területi eloszlása Magyarországon a módosított Thornthwaite (Ács és mtsai., 2007) féle modell alapján.

3.30. ábra. A tényleges párolgás évi összegének területi eloszlása Magyarországon

Havi értékek

Március

A talajvízkészlet és a tényleges párolgás területi eloszlása márciusban rendre a 3.31a. és a 3.31b. ábrán látható.

A talaj vízkészlet (felső kép) és a tényleges párolgás (alsó kép) területi eloszlása márciusban Magyarországon a módosított Thornthwaite (Ács és mtsai., 2007) féle modell alapján

3.31. ábra. A talajvízkészlet ((a) felső kép) és a tényleges párolgás ((b) alsó kép) területi eloszlása márciusban Magyarországon

Az ábrák alapján megállapíthatjuk, hogy a talajvízkészlet területi eloszlása követi a talaj fizikai féleségeinek területi eloszlását. A homokos és agyagos területeken a Θ rendre észrevehetően kisebb (piros szín), illetve nagyobb (kék szín) értékeket vesz fel. E markáns mintázatot azonban az ET területi eloszlása nem követi. Az ET-re némikép hatással van a T területi eloszlása, mivel ebben a hónapban a Θ telítési, vagy telítés közeli értékén van. Ezen elemek területi eloszlása megtekinthető Magyarország éghajlati atlaszában (Magyarország éghajlati atlasza, 2000). A T területi eloszlása szerint hazánkban a Kisalföld és a Duna-Tisza köze valamelyest melegebbek az ország északkeleti részeihez képest. Ez kimutatható az ET területi eloszlásában is. Az ET területi eloszlása első közelítésben homogénnek vehető, csakúgy, mint a T területi eloszlása.

Április

A talajvízkészlet és a tényleges párolgás területi eloszlását áprilisban Magyarországon rendre a 3.32a. és a 3.32b. ábra szemlélteti.

A talaj vízkészlet (felső) és a tényleges párolgás (alsó) területi eloszlása áprilisban Magyarországon a módosított Thornthwaite-féle modell alapján.

3.32. ábra. A talajvízkészlet ((a) felső kép) és a tényleges párolgás ((b) alsó kép) területi eloszlása áprilisban Magyarországon

Ami a talaj vízkészletet illeti, gyakorlatilag nincs különbség a Θ márciusi és áprilisi területi eloszlása között. A Θ értékei továbbra is jelentősek, így az ET potenciális, azaz csak a légkör állapotától függ. A márciusi hónaphoz hasonlóan, az ET területi eloszlását leginkább a T területi eloszlása határozza meg. A T legnagyobb térbeli változásai inkább észak-dél, mintsem nyugat-kelet irányban figyelhetők meg, így az ET területi eloszlásában is ez a tendencia rajzolódik ki. Ugyanakkor megemlítendő, hogy az ET igen szűk határok között változik: a déli területeken 70-80, míg az északi területeken 40-50 mm·hónap-1 az értéke.

Május

A vizsgált elemek területi eloszlását májusban Magyarországon a 3.33a. és a 3.33b. ábra mutatja. A Θ területi eloszlásának alapmintázata továbbra is hasonlít a márciusi és az áprilisi hónapok Θ-mintázatára, azzal az eltéréssel, hogy a homokos területek markánsabban rajzolódnak ki, valamint e területeken a Θ értékek is kisebbek az előbbi hónapokéihoz képest. A T területi eloszlása nem jellemezhető olyan egyszerűen, mint az előző két hónapban; ha azonban összevetjük az ET és a T területi eloszlásait megállapíthatjuk, hogy ezúttal is igen nagy a hasonlóság közöttük. Az ET értéke egyértelműen kisebb (80-90 mm·hónap-1) a hegyvidéki területeken, míg az ország déli, délkeleti részében valamelyest (90-100 mm·hónap-1) nagyobb. Ezek a különbségek azonban minimálisak, így az ET területi eloszlását májusban is gyakorlatilag homogénnek tekinthetjük, annak ellenére, hogy e hónapban az ET értéke már többnyire meghaladja a P-t.

A talajvízkészlet (felső kép) és a tényleges párolgás (alsó kép) területi eloszlása májusban Magyarországon a módosított Thornthwaite (Ács és mtsai., 2007) féle modell alapján

3.33. ábra. A talajvízkészlet ((a) felső kép) és a tényleges párolgás ((b) alsó kép) területi eloszlása májusban Magyarországon

Június

A talajvízkészlet és a tényleges párolgás területi eloszlását júniusban Magyarországon rendre a 3.34a. és a 3.34b. ábra szemlélteti. A Θ területi eloszlásának alapmintázata megegyezik a májusi hónapban tapasztalt alapmintázattal, de a homokos és az agyagos területek további szembetűnő szárazodása folytatódik. Ebben a hónapban az ET területi eloszlását a Θ területi eloszlása is meghatározza, azaz a párolgás már nem potenciális, hanem tényleges. Megjegyzendő ugyanakkor, hogy a Θ területi eloszlását jelentős mértékben a P területi eloszlása (Magyarország éghajlati atlasza, 2000) határozza meg. Fontos kiemelni, hogy e hónapban az ET területi eloszlására már nincsen hatással a T területi eloszlása. A legnagyobb ET értékek 120, míg a legkisebb értékek 40-50 mm·hónap-1 körüliek. Az ezekhez tartozó Θ maximális és minimális értékei rendre 350 és 50 mm·m-1 körüliek.

A talajvízkészlet (felső kép) és a tényleges párolgás (alsó kép) területi eloszlása júniusban Magyarországon a módosított Thornthwaite (Ács és mtsai., 2007) féle eloszlás alapján

3. 34. ábra. A talajvízkészlet ((a) felső kép) és a tényleges párolgás ((b) alsó kép) területi eloszlása júniusban Magyarországon

Július

A talajvízkészlet és a tényleges párolgás területi eloszlását júliusban Magyarországon rendre a 3.35a. és a 3.35b. ábra mutatja. A Θ területi eloszlásán továbbra is egyértelműen látható a talaj fizikai félesége területi eloszlásának a hatása. A legkisebb Θ értékek homok esetében 50 mm·m-1 alattiak, míg a legnagyobb értékek agyag esetében 350 mm·m-1 körüliek. Ezek az adatok a talaj egyértelmű szárazodására utalnak. Így, a P területi eloszlásának a hatása erősödik az ET területi eloszlására. Ez a Dunántúl nyugati területein, főleg a Zalai-dombságban egyértelműen látható. Ezeken a területeken az ET elérheti akár a 120 mm·hónap-1 értéket is.

A talajvízkészlet (felső kép) és a tényleges párolgás (alsó kép) területi eloszlása júliusban Magyarországon a módosított Thornthwaite (Ács és mtsai., 2007) féle modell alapján

3.35. ábra. A talajvízkészlet ((a) felső kép) és a tényleges párolgás ((b) alsó kép) területi eloszlása júliusban Magyarországon

Augusztus

A Θ és az ET területi eloszlása augusztusban Magyarországon a 3.36. ábrán látható. A Θ területi eloszlása gyakorlatilag változatlan az előbbi hónaphoz képest, a szárazodás mértéke azonban valamelyest csökkent. A P területi eloszlásának hatása az ET területi eloszlására azonban erősödött a júliusihoz képest. E hatás a Dunántúl mellett egyértelműen tapasztalható a Mátra, a Bükk, a Zempléni-hegység, valamint a Szatmári-síkság térségében is. Ezeken a területeken – a nagyobb csapadékmennyiség követkesztében – az ET 60-70 mm·hónap-1 körüli.

A talajvízkészlet (felső kép) és a tényleges párolgás (alsó kép) területi eloszlása augusztusban Magyarországon a módosított Thornthwaite (Ács és mtsai., 2007 ) féle modell alapján

3.36. ábra. A talajvízkészlet ((a) felső kép) és a tényleges párolgás ((b) alsó kép) területi eloszlása augusztusban Magyarországon

Szeptember

Az e hónapra vonatkozó területi eloszlásokat a 3.37. ábra mutatja. A Θ területi eloszlása gyakorlatilag ugyanolyan, mint augusztusban. A homokos és az agyagos területek továbbra is egyértelműen felismerhetők. A csapadék ugyan kisebb, mint augusztusban, de területi eloszlásának hatása az ET területi eloszlására egyértelműen látható. Sőt, e hatás a Kárpátaljával határos területeken is észrevehető. A Körös és a Berettyó térségében a P értéke igen kicsi (40 mm körüli vagy az alatti), de mivel ott agyagos vályog textúrájú a talaj, az ET értéke 40-50 mm·hónap-1. A korábbi hónapokéihoz hasonlóan, a P hatása az ET-re a Zalai-dombság térségében a legerősebb.

A talajvízkészlet (felső kép) és a tényleges párolgás (alsó kép) területi eloszlása szeptemberben Magyarországon a módosított Thornthwaite (Ács és mtsai., 2007) féle modell alapján

3. 37. ábra. A talajvízkészlet ((a) felső kép) és a tényleges párolgás ((b) alsó kép) területi eloszlása szeptemberben Magyarországon

Október

Az e hónapra vonatkozó területi eloszlásokat a 3.38. ábra szemlélteti. A Θ területi eloszlása e hónapban is leképezi a talaj fizikai félesége területi eloszlásának legfontosabb tulajdonságait. Így pl. a Θ értékei alapján továbbra is egyértelmű a homokos és agyagos területek elkülönülése. Az ET területi eloszlásának legfőbb tulajdonságait azonban a P területi eloszlása határozza meg. A P értékei alapján október a legszárazabb hónapunk. Ily módon a legnagyobb P értékek 40 mm·hónap-1 körüliek, s ezek a Bakonyban és a Zalai-dombság térségében jelentkeznek. A legkisebb értékek Békés és Nagykunság térségében fordulnak elő, melyek akár 30 mm·hónap-1 értéknél is kisebbek lehetnek. E mintázat egyértelműen látszik az ET területi eloszlásában is. A Zalai- és a Vasi-dombság térségében az ET értéke 30-40 mm·hónap-1, míg a Nagykunságban 10-20 mm·hónap-1.

A talajvízkészlet (felső kép) és a tényleges párolgás (alsó kép) területi eloszlása októberben Magyarországon a módosított Thornthwaite (Ács és mtsai., 2007) féle modell alapján

3.38. ábra. A talajvízkészlet ((a) felső kép) és a tényleges párolgás ((b) alsó kép) területi eloszlása októberben Magyarországon

Összegzés

A módosított Thornthwaite (Ács és mtsai., 2007) féle modellel kapott eredményeket röviden a következőképpen összegezhetjük:

  • A módosított Thornthwaite (Ács és mtsai., 2007) féle modell alkalmatlan Magyarország mezoklímáinak osztályozására. Elemzéseinkben utaltunk ennek okaira is. Thornthwaite (1948) példáján megmutattuk, hogy a potenciális párolgást becslő mezoklíma-osztályozások jobbak, mint a tényleges párolgás becslésén alapuló mezoklíma-osztályozások.

  • A módosított Thornthwaite (Ács és mtsai., 2007) féle modellel kapott ET és Θ értékek elfogadható határok között változtak a tenyészidőszakban Magyarországon. A Θ területi változatosságában egyértelműen felismerhető a talaj fizikai félesége területi eloszlásának hatása. E hatás kimutatható az ET évi értékeinek területi eloszlásában is. Az ET havi értékeinek területi eloszlásában a talaj fizikai félesége területi eloszlásának a hatása mellett a P és a T területi eloszlásának a hatása is meállapítható. A T hatása tavasszal (március, április és május), míg a P hatása nyáron és az ősz kezdetén (július, augusztus, szeptember és október) érvényesül.

  • Eredményeink alapján az is nyilvánvaló, hogy a talaj fizikai féleségére vonatkozó információ a Θ becslése szempontjából igen fontos, míg ezen információ a mezoklímák osztályozásánál – főleg az előbbi esethez képest – jóval elhanyagolhatóbb.

  • Mindezek alapján belátható, hogy a módosított Thornthwaite (Ács és mtsai., 2007) féle modell nem mezoklíma-osztályozásra, hanem agroklimatológiai elemzésekre használandó.