Vízháztartási mintavizsgálatok a Duna-Tisza közi homokhátság területén Unyi-Buzetzky Blanka1, Nagy Tamás2 1
Kecskeméti Főiskola, Kertészeti Főiskolai Kar, Környezettudományi Csoport Kecskemét 6000, Erdei Ferenc tér 1-3.
[email protected] 2 Alsó-Duna-völgyi Vízügyi Igazgatóság Baja 6500, Széchenyi u. 2/c.
1. Bevezetés Számos elméleti és gyakorlati kutatás egyre inkább azt a feltevést igazolja, miszerint az emberi tevékenység egyre erősebb hatást gyakorol éghajlatunkra, és megváltoztatja annak természetes folyamatait. Az IPCC Jelentések már bizonyítottnak látják azt az állítást, miszerint egy olyan klímaváltozásnak lehetünk tanúi, melyért nagy részben az emberiség a felelős. Más felfogások szerint viszont napjaink klímaváltozása önmagában egy természetes folyamat, melynek hatásait a felelőtlen emberi tevékenység negatív irányba befolyásolhatja. A változás során lejátszódó folyamatok elsősorban olyan területeket érintenek érzékenyen, melyekben nagy a csapadék tér- és időbeli változékonysága. Ha megvizsgáljuk a Duna-Tisza közi homokhátság csapadék viszonyait, összességében megállapíthatjuk, hogy Magyarország igen szélsőséges részét képviseli, ahol az 500 mm-es átlagcsapadék mellet gyakran jönnek létre kritikus éghajlati helyzetek. A Duna-Tisza közi homokhátság szárazodási problémája az 1970-es évek óta ismert és kutatott probléma. A 70-es, 80-as évek óta jelentkező talajvízszint süllyedés okai igen összetettek, melyben természeti és társadalmi tényezők egyaránt szerepet játszanak. A szárazodás folyamata az utóbbi évtizedekben komoly természeti és társadalmi problémákat eredményezett a Homokhátság területén. A hátsági szikes tavak jelentős része teljesen kiszáradt, legtöbbjük napjainkra már csak földtani értelemben létezik. Jelen munkám elsődleges célja hat mintapont vízháztartási viszonyainak vizsgálata, különös tekintettel a talaj, a talajnedvesség, a talajvíz, a csapadék, a hőmérséklet és a párolgás közötti kapcsolatokra. Az adatok feldolgozásában és elemzésében a Processing MODFLOW nevű hidrodinamikai folyamatokat modellező program nyújtott segítséget, mely elsősorban a permanens és nem-permanens felszín alatti vízmozgás modellezésére alkalmas. A modell alkalmazásával elsődleges célom volt előrejelzéseket készíteni megváltozott felszínborítású területek vízháztartási viszonyainak alakulásáról. A felszín közeli vízviszonyok feltárásával közelebb juthatunk a terület szárazodási problémájának megértéséhez, illetve megoldásához. 2. Alkalmazott kutatási módszerek 2.1. A mintapontok bemutatása Mérési pontjaink kijelölése elsősorban a felszíni tájhasználat alapján történt (1. ábra). A pontok kijelölésének legfontosabb szempontja volt, hogy minél több – a területre jellemző – tájhasználat típus vízháztartását vizsgálhassuk. Másik fontos szempontom volt, hogy vizsgált pontjaink eltérő talajvíz viszonyú területeken helyezkedjenek el. A hat mintapont közül négy pont található hátsági területeken (1361, 1387, 1458, 4144), két pont pedig a Duna-völgyében 1
(4141, 1375), így a mintapontok talajvíz viszonyai is jelentősen eltérnek egymástól. A vízhiány leginkább a hátságon található pontjainkat érinti, míg a Duna-völgyében található pontoknál talajvízszint emelkedés tapasztalható. Jelen munkában három pontunk bemutatásával és elemzésével foglalkozunk részletesebben.
1. ábra: A mintapontok elhelyezkedése és jellemző környezetük 1375-ös kút és mintapont (Kelemen-szék) A 1375-ös kút és mintapont a Duna völgyében helyezkedik el, a Kelemen-széktől északkeletre, illetve a Fehér-széktől délre (46° 48' 08" É, 19° 11' 51" K). Környezetére jellemző a szikes gyeptársulás, mely néhol időszakosan vízzel is borított. A talajvízkút közvetlen környezetének növényzete kisebb löszháton található, ahol korábban tanya állt. Növényfaji összetételét löszháti, illetve bolygatott florisztikai elemek egyaránt jellemzik. A talajvízkút közvetlen környezete ún. ürmös pusztai tető. A talajminták vételezése során három fő szintet különítettünk el. Az első szint 45 cm mélységig tart, ami humuszos és sötét színű; a második szint 80 cm-ig tart, világosszürkés színű; a harmadik szint pedig már sárgásszürke színű, és erősen nedves állapotú volt (a talajvíz mozgását jól tükrözi a világosabb szín). A mintapont körüli terület talajtípusa homok fizikai féleségű réti talaj. A talajvízkutat 1930 novemberében telepítették. A telepítéstől kezdve kisebb megszakításokkal a talajvíz mérése folyamatos. A talajvízszintet ez idő alatt emelkedés jellemzi (2. ábra). A 2. ábrán szerepel a lineáris trend-görbe is. A trend alapján a vizsgált mintapontok közül egyedül ezen a helyen nem tapasztalható talajvízszint süllyedés. Feltehetően ennek oka az, hogy a kút a Duna-völgyében helyezkedik el.
2
2. ábra: A 1375 kút talajvíz mélységének alakulása 1930-tól (Forrás: ADUVIZIG) 1361-es kút és mintapont (Kunbaracs) A 1361-es kút és mintapont Kunbaracstól nyugatra, ligetes, fás környezetben található (46° 59' 36,61" É, 19° 23' 25,52" K). Talajmintákat három szintből vettünk: egy felső, sötétebb színű, humuszos szintből (0-40 cm); egy világosabb színű, kevésbé humuszos rétegből (40-80 cm); illetve az alatta éles átmenettel következő világossárga színű homokrétegből. A talaj típusát humuszos homoktalajnak határoztuk meg. A mérőhelyre a talajvízkutat 1960 januárjában telepítették. Az 1990-es évek elejét kivéve a talajvízszint mérése a kútban folyamatos. A mérési adatokban a talajvízszint jelentős süllyedése figyelhető meg (3. ábra).
3. ábra: A 1361-es kút talajvíz mélységének alakulása 1960-tól (Forrás: ADUVIZIG) 3
1458-as kút és mintapont (Méntelek) A 1458-as kút és mintapont Méntelektől délre (46° 57' 40,77" É, 19° 33' 48,59" K) (. ábra), cserjés, fás környezetben található, a terület jellemző fajai: magyar kőris, tatár juhar, fiatal akácok. Talajminta vételezéskor négy szintet különítettünk el. A sötétebb színű humuszos réteg 35 cm-ig tart; 35 cm-től 50 cm-ig egy világosabb réteg következik; a harmadik szint ismét sötétebb színű, 70 cm-ig tart; 70 cm alatt egy világos, sárgás színű réteg következik. A terület jellemző talajtípusa így egy eltemetett humuszos homoktalaj. A talajvízkutat az 1943-ban telepítették, a mérések 1946 júliusától váltak folyamatossá. A kút telepítése óta igen jelentős talajvízszint süllyedés figyelhető meg (4. ábra). A kút 2007 októberétől 2010 júliusáig ki is száradt.
4. ábra: A 1458-as kút talajvíz mélységének alakulása 1943-tól (Forrás: ADUVIZIG) 2.2. Talajnedvesség-mérések A talaj aktuális nedvességtartalmának, a nedvességtartalom évszakos változásának ismerete valamennyi vízzel összefüggő talajtani problémában alapvető fontosságú (Gribovszki és Heil 1998). A talajra vonatkozó mérések közül a nedvességtartalom meghatározása talán a leggyakoribb, ugyanis a nedvességadatok felhasználása igen széleskörű (növénytermesztés, öntözés, környezetvédelem stb.). A különböző talajvizsgálati módszerek közül is talán a nedvességmérési módszerek választéka a legszélesebb (Ujfaludi et al. 2005). A talaj nedvességtartalmának főbb meghatározó tényezői az éghajlati, a különböző domborzati-földtani-talajtani adottságok, valamint a növényzet, de számos esetben különféle emberi tevékenységek is. A talaj nedvességtartalma és a talajvíz mélysége is szoros kapcsolatban áll egymással. A talaj nedvességtartalmát a csapadék fölülről, a talajvíz (mely eredendően szintén csapadékból származik) alulról táplálja, a párolgás pedig fogyasztja (Pálfai 1996). Talajvízből főként kapilláris vízemelés útján jut a víz a talaj felsőbb rétegeibe. 4
A kapilláris vízpótlás mértéke azonban elhanyagolható, ha a talajvíztükör és a gyökérzóna közötti réteg homok esetében meghaladja a 3 métert, löszrétegen keresztül azonban jelentős a kapilláris vízemelés, még akkor is, ha a talajvíztükör és a gyökérzóna közötti réteg 8-9 méter (Stefanovits et al. 2010). Ezzel szemben 5 méternél mélyebb talajvízből már nincs jelentős vízpótlása a növényi vízszükségletnek. A talaj vízkészlete és annak megoszlása a talajban széles határok között és rövid időn belül változhat. A talaj összes szállítási és tározási képessége függ a talaj víztartalmától, így igen fontos nedvességtartalmának a meghatározása és nyomon követése (Gribovszki és Heil 1998). A talaj vízháztartása meghatározza hogy a talaj, az ökoszisztéma, vagy a terület környezeti „stresszhatásait” milyen mértékig képes pufferolni (kiegyenlíteni, tompítani), s melyek a tűrési határt meghaladó „terhelés” esetén a talajban vagy a talajjal érintkező felszíni vagy felszín alatti vízkészletekben várhatóan bekövetkező károsodások (Várallyay 2005). Talajnedvesség méréseinket, melyeket 2012-ben kezdtünk, a hat választott mintapont (talajvízkút) mellett végeztük el. A hat talajvízkút mellett három-három furatot készítettünk (5. ábra). A furatok mélysége 1,3-1,5 méter közötti, mindegyikben 10 cm-ként történt a talajnedvesség mérése. A kutak mellől átlagosan 1 méter mélységig szúróbot és eijkelkamp típusú talajfúró alkalmazásával talajmintákat is vettünk. Ezek laboratóriumi vizsgálati eredményeit az 1. táblázat tartalmazza. 1. táblázat: A talajminták laboratóriumi vizsgálatának eredményei
A talajnedvesség-méréseket ún. BR-150 FD-elvű nedvességmérő (kapacitív talajnedvességmérő) műszerrel végeztük (Andrén et al. 1992). Az műszer által kibocsátott elektromágneses tér a talaj dielektromos állandójától függően változtatja meg a fázisszögét. A fázisszögváltozás tehát a talaj dielektromos állandójával (permittivitásával) arányos. Minthogy a talaj permittivitása elsősorban a víz dielektromos állandója szerint alakul, a kapacitív nedvességmérő a talajnedvesség-tartalom közvetlen kijelzésére kalibrációval beállítható (Rajkai 2004). A 2012-es évben méréseinket más műszerrel végeztük, mint a 2013-2014-es időszakban. A két műszert külön-külön kellett kalibrálnunk, így kalibrációs görbéjük is különbözik (6. ábra).
5
5. ábra: A 4141 kút (Kunpeszér) mintapontjai és a műszer digitális kijelzője
6. ábra: A műszerek kalibrációs görbéi 2.3. A hidrodinamikai modellezés folyamata A modellezési célkitűzéseink és a terület földtani ismerete alapján a felszín alatti hidrodinamikai folyamatok modellezésére a Processing MODFLOW programcsomagot választottuk. A modell választásának elsődleges oka volt, hogy futtatásához nem volt szükség erős számítógépes háttérre, ugyanis a szoftver könnyen kezelhető, illetve jó földtanivízföldtani ismeretek segítségével a megfelelő modellt lehetett megalkotni, mely elősegíti a paraméterek térbeli-időbeli változásainak és annak hatásainak ellenőrzését. A Processing MODFLOW (Chiang és Kinzelbach 2001) egy komplex háromdimenziós rendszer a felszín alatti permanens és nem permanens vízáramlás és transzport modellezési feladatok megoldására. A MODFLOW véges differencia elven működő hidrodinamikai modellt, professzionális grafikus megjelenítést, fejlett kalibrációs eszközöket, részecske követési modult, valamint transzport modelleket nyújt a felhasználó számára (Kovács 2004). A hidrodinamikai modellezés során a szivárgás alapegyenletét oldjuk meg a nyomásszintek, illetve a koncentrációk meghatározása érdekében. A hidrodinamikai modellek általában numerikus modellek, melyek általában a véges differencia alkalmazásán alapulnak. A 6
MODFLOW programcsomag a talajvízáramlás egyenletének véges differencia módszerrel történő megoldását a folytonossági egyenlet alkalmazásával hajtja végre. A cellákba minden befolyó és kifolyó víz összege egyenlő az ott lévő vízmennyiség tározásának változásával. A talajvíz sűrűsége állandó, a folytonossági egyenlet felírható az áramlás egyenlegeként a cellára (Molnár 2009). h Qi SS t V ahol: Qi – a cellába áramló vízmennyiség előjelhelyesen (m3/nap) SS – véges differencia elem (cella) tárolási tényezője (l/m) ∆V – a cella térfogata (m3) ∆h – ∆t időlépés alatti nyomásváltozás (m/nap) A modellezés egy fontos sajátossága, hogy előzetes munkahipotézisen, azaz egy prekoncepción alapul. Modellezési munkánk első feladata a munkahipotézisnek megfelelő modell felépítése volt. A modellezés során elsődleges célkitűzésünk volt megállapítani, hogy a különböző felszínborítások (erdő, gyep, nád, szántó) változásai milyen hatást fejtenek ki a talajvízszintre.
7. ábra: A modellezési munka folyamata (Kovács 2004) 2.3.1. A vizsgált terület ismertetése A modell előkészítésének egy kritikus pontja a modellezendő tér lehatárolása, ugyanis az adatgyűjtés elsősorban erre a térrészre koncentrál. A modellezett területként a kunbaracsi (1361) mintapontot körülölelő 2 · 2 km-es területet választottuk (1: Y675100, X184300; 2: Y677100, X184300; 3: Y677100, X182300; 4: Y675100, X182300) (9. ábra). Ahogy korábban már ismertettük, a pont környezetére ligetes, fás környezet jellemző. A mezőgazdasági területek erdővel történő betelepítése jelentős hatást gyakorol az ökoszisztéma-szintű folyamatokra. Az erdők evapotranspirációja általában nagyobb, mint hasonló körülmények között vegetációé a megnövekedett levélfelület, az erdő nagyobb érdessége, valamint a lágyszárú vegetációéhoz viszonyított nagyobb gyökerezési mélység 7
miatt. Az Alföld szubhumid klímáján, ahol a csapadék mennyisége rendszerint nem elégséges a fás szárú vegetáció fenntartására, a fák kizárólag akkor képesek túlélni hosszabb aszályos időszakokat, ha elérik és fogyasztják a talajvizet. Ilyen feltételek mellett a telepített erdők módosíthatják az eredeti gyepterületek/mezőgazdasági területek víz- és sóegyensúlyát, csökkentve a talajvíz eredeti szintjét és növelve a sókoncentrációt mind a talajban, mind pedig a talajvízben (Tóth et al. 2014). A modellezés során több forgatókönyvet vizsgáltunk, melyek közül néhánynál feltételeztük, hogy a vizsgált hónapok során az erdőborítás megszűnik. A vizsgálati évünk 2014 volt. A forgatókönyveket talajnedvesség méréseink alapján különböztettük meg, ugyanis a júniusi és júliusi talajnedvesség értékek között mértük a legnagyobb különbségeket, mely a 8. ábrán is jól láthatóak.
8. ábra: A 1361-es mintapont talajnedvesség profiljai (2014) A kunbaracsi mintapont kiválasztásával tehát elsődleges célunk volt, hogy a mintaterületen lejátszódó hidrodinamikai folyamatok modellezésével kimutassuk az erdő talajvízre gyakorolt hatását. Jelen munkánkban a maximális terjedelmi követelmények miatt a modell felépítésének részletes ismertetésével nem foglalkozunk.
8
9. ábra: A modellezett terület 3. Adatfeldolgozás, eredmények 3.1. A modell futtatásának eredményei A modell futtatását, mint már korábban említettük, a hat mintapont közül a kunbaracsira végeztük el. A kalibráltnak tekinthető modell segítségével különböző forgatókönyvek vizsgálatára nyílt lehetőség. A futtatási paraméterek minden egyes forgatókönyv esetében változatlanok voltak, csak a transpirációs adatok kerültek változtatásra azokon a területeken, ahol erdők helyezkednek el (10. ábra). A vizsgált területen csak beszivárgást tételeztünk fel, azaz oldalirányú áramlással nem számoltunk a modell futtatása során.
9
10. ábra: Erdők elhelyezkedése a vizsgált területen „A” forgatókönyv: Júliusi és júniusi hónapok vizsgálata erdőborítással E forgatókönyv során a 2014 júniusába és júliusában lehullott csapadék által indukált változásokat vizsgáltuk. Eredményeink a függelék 17. és 18. ábráján láthatóak. A modellezett területen a vizsgált év júniusában a csapadék mennyisége 30 mm volt. Ugyanakkor júliusban már valamivel több csapadék hullott a területre, ugyanis a havi csapadékösszeg 87 mm volt. A lehullott csapadékmennyiségben, ezzel együtt a beszivárgásban észlelhető különbség a júniusi és júliusi eredmények különbözőségén is megmutatkozik. Ha megvizsgáljuk a 17. és 18. ábrákat, látható, hogy júniusban a terület nagy részén a vízszintek csökkennek, míg a júliusi hónap során a talajvízszintek a vizsgált terület nagyobb részén emelkednek. Ennek elsődleges oka, hogy július folyamán a nagyobb csapadékösszegnek köszönhetően magasabb volt a beszivárgás értéke. A terület észak-keleti része kb. 2-3 méterrel magasabban fekszik, mint a dél-nyugati rész. Ezt a szintkülönbséget leginkább a kezdeti vízszintek alakulását bemutató ábrán (16. ábra) lehet nyomon követni, de a futtatások eredményeinek ábrázolásakor is felfedezhető. „B” forgatókönyv: Júliusi hónap vizsgálata erdőborítás nélkül A forgatókönyv során az erdők hiányát tételeztük fel a mintaterületen, ebből következően a terület nagy részén lecsökkentek a transpirációs értékek. A transpirációs értékek csökkenésének következtében a vizsgált területen egy lokális talajvízszint emelkedés alakult ki, mely jól látható a függelék 19. ábráján.
10
Megvizsgáltuk a júliusi erdőborítás nélküli talajvízszintek és a terület július havi sok éves átlag talajvízszintjeinek különbségét is, melynek eredményei a függelék 20. ábráján láthatóak. Az erdők hiánya talajvízszint emelkedést okozott a területen. Ha megvizsgáljuk az eredményeket, megállapíthatjuk, hogy a futtatás során a modell valószínűleg elszámolta magát. A modell paramétereinek módosításával és összehangolásával az eredményeken finomítani lehet, és nem alakul ki ilyen mértékű talajvízszint emelkedés. A modell számára ún. puha peremfeltételeket adtunk meg, ami azt jelenti, hogy az állandó víznyomású területek nem közvetlenül a modellezett terület peremén találhatóak, hanem ezeket az értékeket a modellezett terület peremétől 300 méterre toltuk el. Ahhoz, hogy reálisabb eredményeket kapjunk, valószínűleg ezt a távolságot növelnünk kell majd a következő futtatásaink során. Az eredményekből következően a felépített modell másik fő problémája, hogy a modellezett terület vízháztartási rendszere nincs egyensúlyban. Valószínűleg a beszivárgás értékek túl magasak az evapotranspirációs értékekhez viszonyítva. Az általunk felépített modellben az evapotranspiráció 6 méter mélységig fejti ki hatását. Az evapotranspirációs értékek vertikális volumenén csökkentve optimálisabb eredmények érhetők el, ugyanis ha figyelembe vesszük a 11. ábrát, láthatjuk, hogy a transpiráció hatása a mélységgel exponenciálisan csökken.
11. ábra: Az evapotranspiráció és a beszivárgás értékeinek általános változása a talajban a mélység növekedésével (Forrás: Kovács 2004) 3.2. Talajnedvesség dinamikai vizsgálatok Talajnedvesség dinamikai vizsgálatainkhoz a hat mintapont közül kettőt választottunk ki. A 1375-ös talajvízkút a Duna völgyében helyezkedik el, így ha megvizsgáljuk a kút talajvízszint mozgásának sok éves átlagát, emelkedést tapasztalhatunk. Ezzel ellentétben a 1458-as talajvízkút a Duna-Tisza közi homokhátság területén található, ahol jelentős talajvízszint 11
süllyedés figyelhető meg (kb. 4 méter). Így a két talajvízkút környezetének vízháztartása jelentősen eltér egymástól, talajnedvesség dinamikai vizsgálataink során ezt a vízháztartásbeli különbséget elemeztük. 1375-ös kút és mintapont (Kelemen-szék) A talajvíz szintjét leginkább a csapadék mennyisége, a beszivárgás és párolgás mértéke, továbbá a talaj és a topográfiai viszonyok határozzák meg. A talajvíz menetgörbe a minimumát a nyári hidrológiai félév végén, október-novemberben éri el, maximumát pedig a téli hidrológiai félév végén, április környékén (Juhász 1976). A 1375-ös mintapont esetében a 12. ábráról leolvashatók mind az október-novemberi minimumok, mind pedig az április környéki maximumok. 2010 és 2012 között az átlagos talajvízszint a felszín alatt 44 cm és 215 cm között mozgott. Ennek oka a 2010-es csapadékban gazdag, illetve a 2012-es csapadékban szegény, igen aszályos év volt (13. ábra), ugyanis minél sekélyebb a talajvíz, annál jobban érződnek rajta az éghajlat hatásai.
12. ábra: A 1375 kút csapadék és talajvíz viszonyai (2010-2012)
13. ábra: A 1375 kút párolgás és csapadék viszonyai (2010-2012) Talajnedvesség méréseinket 2012 nyarán kezdtük el a 1375-ös talajvízkút mellett (14. ábra). A 2012-es évben a talajvízszint 179 cm és 218 cm között mozgott. A kút közelében elhelyezett három talajnedvesség mérésére készített, vékonyfalú műanyag csővel kibélelt furat mélysége 140 cm. A mérőhelyen végzett talajnedvesség mérésekkel elsősorban azt kívántuk megállapítani, hogy meddig érvényes a felszíni csapadék, illetve párolgás, és honnantól a 12
talajvíz hatása. A határt kb. 110-120 cm mélységben húzhatjuk meg, ugyanis láthatjuk, hogy valószínűleg a kapilláris vízmozgásnak köszönhetően a görbék ismét fölfele kezdenek el futni. 110 cm felett a talajnedvesség legfőbb befolyásoló tényezője a csapadék, illetve a párolgás. Ennek bizonyítékát a 2012. szeptember 28-i nedvességmérés adta. Az éjszaka során 4,3 mm csapadék hullott igen száraz periódus után (2012. szeptember 28-a előtt szeptember 24-én esett 1,6 mm csapadék. 2012 augusztusa során pedig mindössze 3,7 mm csapadék hullott a 1375-ös kút környezetében.). A görbe menetén látszik, hogy 10 és 20 cm között a talajnedvesség értéke 19 térfogatszázalékra nőtt.
14. ábra: A 1375-ös mintapont talajnedvesség-profiljai (2012) 1458-as kút és mintapont (Méntelek) Talajnedvesség méréseinket 2012 nyarán kezdtük meg a kút mellett (15. ábra). 2012-ben a talajvízszint a perem alatt 605 cm és 716 cm között mozgott. A kunbaracsi 1361-es mintapont után itt helyezkedik el legmélyebben a talajvízszint, 2012-ben a kút peremtől számítva 7 m alá süllyedt. A talajvízből felfelé történő kapilláris vízmozgás így a mért talajnedvesség értékeinket nem befolyásolhatta. 2012 júliusában összesen 31,3 mm csapadék hullott a területre, ezzel szemben augusztus igen száraz hónapnak bizonyult, ugyanis a hónap során lehullott csapadék mindössze 4,7 mm volt. A száraz periódus egészen szeptember 13-ig tartott, ezt követően szeptemberben összesen 45,3 mm, októberben pedig 63,8 mm csapadék hullott a területre. A csapadék időbeli változékonysága jól tükröződik a talajnedvesség profilokon. A legalacsonyabb talajnedvesség értékeket a száraz periódus végén, szeptember 13-án mértük. A legalacsonyabb érték ekkor 40 cm-es mélységben 1 térfogatszázalék volt. Szeptember 13. után a talaj nedvesség tartalma fokozatosan növekedett, a legmagasabb értékeket a szeptember 28. és október 8. méréseink során kaptuk. Ezen időszak alatt a legmagasabb érték 11 térfogatszázalék volt. A talajnedvesség értékek mindegyik nedvesség profil esetében 60 cm-es mélységet követően növekednek, valószínűleg a párolgás csökkenő hatása következtében. 13
15. ábra: A 1458-as mintapont talajnedvesség-profiljai (2012) 4. Következtetések A talajnedvesség dinamikai vizsgálataink eredményeképpen megállapítható, hogy a Duna völgyében található mintapontunk (1375) esetében időben kiegyenlítettebb és nagyobb vízkészlettel számolhatunk 140 cm-es mélységig, ellentétben a hátságon található mintaponttal (1458). Ez valószínűleg a magasabb és emelkedést mutató talajvízszintnek köszönhető, illetve annak, hogy szemcseösszetétel szempontjából a 1375-ös mintapont esetében magasabb az iszap és agyag kategóriába eső frakció aránya (homok: 37,71 %, iszap: 54,26 %, agyag: 8,03 %), mint a 1458-as mintapont esetében, ahol a homok kategóriába eső frakció aránya 94,51 %, míg az iszap és az agyag frakció aránya csak 2,97 % és 5,52 %. Ebből következően a 1375-ös pont homok fizikai féleségű réti talaja nagyobb víztartó képességgel rendelkezik, mint a 1458-as pont eltemetett humuszos homoktalaja. Hidrodinamikai modellezésünk eredményeként összességében megállapítható, hogy a modell nem volt elég pontos a kis változások kimutatására. A mintaterület növelésével, a peremfeltételek módosításával, illetve a beszivárgás és transpirációs értékek jobb összehangolásával az eredmények valószínűleg megbízhatóbbak lettek volna. Az antropogén hatások értékeinek bevitelével finomítani lehetne a modell pontosságán, és annak eredményein. Célkitűzéseink között szerepel hidrodinamikai modell felépítése a további öt mintapontra is, melynek során a modell felépítése egyre összetettebbé válna. 5. Összefoglalás Napjainkban a világ számos területén problémát okoz a megfelelő mennyiségű és minőségű víz biztosítása. A felszín alatti vizek vízkészletét elsősorban a csapadékból történő után pótlódás biztosítja. A különböző hidrológiai elemek közül még néhányat kellő pontossággal tudunk mérni, ilyen például a csapadék mennyisége, minősége, az evapotranspiráció, a szél iránya és sebessége, vagy a napfény intenzitása is. Emellett pedig vannak olyan paraméterek, melyek meghatározása nehézségekkel bír, nagyfokú bizonytalansággal jár, ezekre általában csak durva becslések léteznek. Manapság azonban egyre nagyobb szerepet kapnak a 14
számítógépes modellező programok, melyek alkalmazásával tulajdonképpen az időbeli korlátok megszűnnek, a múltbeli események alapján kalibrálással a jövőben várható változásokat már jól lehet közelíteni. A felállított modellek összefüggéseiből, illetve eredményeiből a lehetőségekhez mérten segíteni lehet a felszín alatti vízkészletekkel történő gazdálkodást, ugyanis bizonyos területek esetében fontos megérteni, illetve meghatározni a lehető legnagyobb pontossággal, hogy mennyi az a vízkészlet, amely rendelkezésünkre áll. Munkánk során hat előre kijelölt mintapont környezetének vízháztartási viszonyait vizsgáltuk két féle módszerrel. A mintapontok kijelölése egy-egy talajvízkút mellett történt, illetve mérési pontjaink kijelölésében fontos szerepe volt a felszíni tájhasználatnak is. A pontok kijelölésének ugyanis egyik legfontosabb szempontja volt, hogy minél több – a területre jellemző – tájhasználat típus vízháztartását vizsgálhassunk. Másik fontos szempontunk volt, hogy vizsgált pontjaink eltérő talajvíz viszonyú területeken helyezkedjenek el. A hat mintapont közül négy pont található hátsági területeken, két pont pedig a Duna-völgyében, így a mintapontok talajvíz viszonyai is jelentősen eltérnek egymástól. 2012-ben kezdtük meg talajnedvesség dinamikai vizsgálatainkat. Jelen munkánk során elsődleges célunk volt megállapítani – két jelentősen eltérő környezetű mintapontom esetében –, hogy milyen mélységig érvényesül a felszíni csapadék, illetve a párolgás, és honnantól a talajvíz hatása, ugyanis a felszín közeli vízviszonyok feltárásával közelebb juthatunk a terület szárazodási problémájának megértéséhez, illetve megoldásához. Munkánk második felében egy kiválasztott mintapontunkra alkalmazott hidrodinamikai modell felépítésével, és eredményeivel foglalkoztunk. A modellezés során elsődleges célkitűzésünk volt megállapítani, hogy a különböző felszínborítások (erdő, gyep, nád, szántó) változásai milyen hatást fejtenek ki a talajvízszintre. Modellezett területként a kunbaracsi (1361) mintapontot körülölelő 2 · 2 km-es területet választottuk. A kunbaracsi mintapont kiválasztásával elsődleges célunk volt, hogy a mintaterületen lejátszódó hidrodinamikai folyamatok modellezésével kimutassuk az erdő talajvízre gyakorolt hatását. Felhasznált irodalom Andrén O., Steen E., Rajkai Kálmán (1992): Modelling the effects of moisture in barley straw and root decomposition in the field. Soil Biol. Biochem. 24, 727-736. o. Chiang, Wen-Hsing és Kinzelbach, Wolfgang (2001): 3D-Groundwater Modeling with PMWIN. A Simulation System for Modeling Groundwater Flow and Pollution. SpringerVerlag Berlin Heidelberg Gribovszki Zoltán – Heil Bálint (1998): Talajnedvesség-vizsgálatok módszerei. Erdészeti Lapok. CXXXIII. évf. 4. sz. 112-113. o. Kovács Balázs (2004): Hidrodinamikai és transzportmodellezés (Processing MODFLOW környezetben) I. Páskum Nyomda, Szekszárd Juhász József (1976): Hidrogeológia. Akadémia Kiadó, Budapest Molnár Zoltán (2009): Felszín alatti vizek modellezési tartományának és bearányosítási időszakának kijelölése geostatisztikai alapokon. Doktori (PhD) értekezés. Budapesti Műszaki és Gazdaságtudományi Egyetem, Vízépítési és Vízgazdálkodási Tanszék Pálfai Imre (1996): A talajnedvesség és a talajvízállás változásai az Alföldön. Vízügyi Közlemények. 2. füzet. 207-218. o. 15
Rajkai Kálmán (2004): A víz mennyisége, eloszlása és áramlása a talajban. MTA Talajtani és Agrokémiai Kutatóintézet, Budapest Stefanovits Pál, Filep György, Füleky György (2010): Talajtan. Mezőgazda Kiadó. Budapest Tóth Tibor, Gribovszki Zoltán, Szabó András, Balog Kitti (2014): Az erdők hatása a sófelhalmozódásra sekély talajvízű alföldi területeken. Alföldi Erdőkért Egyesület. Kutatói Nap XXII. Tudományos eredmények a gyakorlatban. Lakitelek. 51-56. o. Ujfaludi László, Rajkai Kálmán, Vida József, Szombathy Csaba, Zoller Gábor (2005): Talajnedvesség mérése mikrohullámú Michelson-féle interferométerrel. Agrokémia és Talajtan 54. 3-4. 497-507. o. Várallyay György (2005): Magyarország talajainak vízraktározó képessége. Agrokémia és Talajtan 54. 1-2. 5-24. o. Függelék
16. ábra: A modell számára megadott kezdeti vízszintek 16
17. ábra: Talajvízszintek 2014 júliusában erdőborítással (m.Bf.)
17
18. ábra: Talajvízszintek 2014 júniusában erdőborítással (m.Bf.)
18
19. ábra: Talajvízszintek változása 2014 júliusában erdőborítás nélkül (m.Bf.)
19
20. ábra: A júliusi erdőborítás nélküli talajvízszintek és a terület július havi sok éves átlag talajvízszintjeinek különbsége (m)
20
