5. Actuele verdamping in hydrologische modellen

Transcriptie

1 5. Actuele verdamping in hydrologische modellen Ruud Bartholomeus, Joost Heijkers, Peter Droogers, Jos van Dam, Paul van Walsum 5. Actuele verdamping in hydrologische modellen Inleiding Schematisatie verdampingsvergelijkingen in hydrologische modellen Actuele verdamping van gewassen en natuurlijke vegetaties Potentiële verdamping van een referentiegewas Potentiële verdamping van de actuele vegetatie Bodemverdamping Interceptieverdamping Actuele transpiratie: reductiefuncties voor wateropname Actuele transpiratie: één-stap benadering Actuele verdamping van oppervlaktewater Actuele verdamping van het stedelijke gebied Verdamping in Nederlandse modellen Algemeen SWAP, SWAPS en MetaSWAP Verdamping in het NHI Verdamping in oppervlaktewatermodel SOBEK-(RR) Gekoppelde water- en energiebalans: internationale ontwikkelingen SVAT-schema s en landoppervlaktemodellen SVAT-schema s en hydrologische modellen Referenties Inleiding Het beheer van onze natuurlijke leefomgeving maar ook klimaatverandering beïnvloeden de verdampingsvraag, de afvoer van beken en rivieren, en de hoeveelheid water die beschikbaar is voor planten. Hydrologische modellen spelen een belangrijke rol in het beheer van stroomgebieden en in het berekenen van gewasopbrengsten, maar ook in klimaatmodellen, door de invloed van hydrologische processen op eigenschappen van het landoppervlak en hiermee op de energiebalans. De kennis over voornamelijk deze koppeling tussen waterhuishouding en de rest van het klimatologische systeem ontwikkelt zich snel (Entekhabi et al., 1999). Verdamping speelt een onmiskenbare rol in de hydrologische modellen, omdat deze, samen met de neerslag, de waterfluxen aan het oppervlak bepaalt (Figuur 1). Grondwatermodellen zijn afhankelijk van de grondwateraanvulling: neerslag (P) min actuele totale verdamping (E tot), bij afwezigheid van oppervlakteafvoer. De totale verdamping is gedefinieerd als de som van interceptieverdamping (E i), de gewasverdamping of transpiratie (E t) en de bodemverdamping (E s) (NHV, 2002). In zogenaamde agro-hydrologische modellen staat verdamping centraal, door de relatie tussen gewasopbrengst- en transpiratiereductie. Interessant is op te merken dat een relatieve fout in de neerslag of totale verdamping versterkt wordt binnen de berekening van het beschikbare water voor grondwateraanvulling of afvoer, zeker als beide termen van dezelfde ordegrootte zijn (Sumner en Jacobs, 2005). Dit is een belangrijke reden om de totale verdamping accuraat te berekenen met hydrologische modellen. Traditioneel wordt in hydrologische modellen de potentiële verdamping als invoer gebruikt, die reduceert tot de actuele verdamping als gevolg van een niet optimale vochtvoorziening. Anders gezegd: wanneer er sprake is van optimale vochtvoorziening is de potentiële verdamping gelijk aan de actuele verdamping (indien er geen andere plant reductiefactoren 1

2 zijn zoals zout en/of nutriënten). Er bestaan verschillende methoden om de potentiële verdamping te berekenen, die we hieronder zullen beschrijven. Vervolgens beschrijven we algemeen toegepaste methodes om vanuit de potentiële de actuele verdamping te bepalen. Daarnaast beschrijven we hoe de actuele verdamping van gewassen en natuurlijke vegetaties bepaald kan worden zonder tussenkomst van de potentiële verdamping. We beschrijven beknopt de berekening van de actuele verdamping van oppervlaktewater en van het stedelijk gebied. Daarna geven we een overzicht van verdampingsberekening in enkele typisch Nederlandse modellen, en van de schematisering van verdamping in buitenlandse hydrologische modellen. Van belang daarbij zijn de aannames die (impliciet) gedaan worden in het onderscheiden van de drie verdampingsposten: gewasverdamping (transpiratie) (E t), bodemverdamping (E s) en interceptieverdamping (E i). Transpiratie (E t), het gedeelte van de totale verdamping dat vanuit de bodem via de planten in de atmosfeer komt, beschrijft het verlies van water uit de plant door de huidmondjes ofwel stomata. De plant opent deze stomata voor opname van CO 2 en uitstoot van O 2, met als consequentie verlies van H 2O. Bij verhoogde CO 2 concentratie in de atmosfeer wordt de E t in principe dan ook minder (alhoewel de toenemende O 3-concentratie dit mogelijk weer teniet zal doen, zie bijv. Dickson et al. (1998) en Noormets et al. (2001)). Deze diffusie van CO 2 is nodig voor fotosynthese en dus groei. Planten controleren de opening van de stomata (via de turgor van de sluitcellen ) en hiermee het verlies van water door transpiratie. Interceptieverdamping (E i) direct vanaf de bladeren en stam hangt onder andere af van de hoeveelheid water die het bladoppervlak kan vasthouden. Bodemverdamping (E s) wordt bepaald door de hoeveelheid water in de bodem en de porositeit van de bodem (Gash en Dolman, 2009). Figuur 1: Van atmosfeer naar verzadigde zone (uit NHV (2002)) Schematisatie verdampingsvergelijkingen in hydrologische modellen Op wereldschaal is de verdamping van gewassen en natuurlijke vegetaties veel groter dan bijvoorbeeld het gebruik van water in steden en industrie (Droogers, 2009). Daarom ook dat in dit hoofdstuk veel aandacht ligt op de verdamping van (landbouw)gewassen en 2

3 natuurlijke vegetaties. Daarnaast geven we een korte beschrijving van de openwaterverdamping en de verdamping in het stedelijk gebied Actuele verdamping van gewassen en natuurlijke vegetaties Eén van de belangrijkste invoervariabelen in hydrologische modellen is de potentiële verdamping (Federer et al., 1996; Zhou et al., 2006). In de meeste hydrologische simulaties waarin verdamping een rol speelt, wordt geen gemeten verdamping als invoer gebruikt, maar wordt deze berekend. Een veel gebruikte benadering voor het bepalen van de actuele verdamping, is eerst een potentiële verdamping (E p) van de betreffende begroeiing af te leiden uit routinematig verkregen meteorologische gegevens en vervolgens hieruit de (werkelijke) verdamping (E) te bepalen als een fractie van E p. Deze fractie hangt af van de vochtcondities in de wortelzone. Dit concept heeft tot verscheidene methodes voor het bepalen van E p geleid (Federer et al., 1996). Methodes verschillen sterk in de wijze waarop het aandeel van bodemverdamping en transpiratie wordt bepaald en of interceptieverdamping wordt meegenomen Potentiële verdamping van een referentiegewas Veel gebruikt is de potentiële verdamping van een referentiegewas, beter bekend als de referentieverdamping E ref. E ref is gedefinieerd als de verdamping van een referentiegewas, meestal een kort, groen gewas die de bodem volledig bedekt, en waarvan het plantoppervlak droog is en de plantenwortels optimaal van water worden voorzien. Er bestaan wereldwijd ongeveer 50 methoden om de referentieverdamping te bepalen (Lu et al., 2005), waarvan vaak weer veel lokaal-specifieke varianten bestaan. In de wetenschappelijke literatuur zijn talloze publicaties te vinden waar verschillende referentieverdampingsmethoden worden vergeleken (bijvoorbeeld Allen et al., 1998; Droogers en Allen, 2002; Irmak et al., 2003; Itenfisu et al., 2003; Jensen et al., 1990; Lu et al., 2005). Uit deze publicaties komt een duidelijke consensus naar voren dat de Penman-Monteith aanpak de beste is. Een nadeel van Penman- Monteith is dat deze methode veel invoergegevens vereist die niet altijd voorhanden zijn. Sommige van deze gegevens zijn niet eenvoudig nauwkeurig te meten, waardoor andere referentieverdampingsmethoden (o.a. Makkink, Priestly-Taylor, Hargreaves, Thorntwaite) uiteindelijk toch nauwkeuriger kunnen zijn (Droogers en Allen, 2002). Deze alternatieve methoden hebben wel allemaal gemeen dat ze lokaal specifiek gekalibreerde parameters nodig hebben, vaak alleen geldig voor wat grotere tijdstappen, en minder fysisch gebaseerd zijn. Complicaties/discussie Door de FAO is het computerprogramma ETo Calculator ( ontwikkeld dat inzicht geeft in de benodigde gegevens voor het berekenen van de E ref volgens Penman-Monteith. Voor ontbrekende gemeten meteorologische variabelen maakt het programma gebruik van de procedures voor het schatten van deze variabelen volgens de methodes beschreven in (Allen et al., 1998). Zelfs als een dataset alleen gegevens van maximum en minimum temperatuur bevat, is het mogelijk een redelijke schatting van de maandelijkse referentieverdamping te geven. Het programma geeft, zeker door de koppeling met de klimaatdatabase CLIMWAT ( voor het verkrijgen van benodigde meteorologische parameters, inzicht in de berekening van E ref volgens FAO Penman-Monteith. Het REF-ET computerprogramma biedt een grote flexibiliteit aan voor het berekenen van E ref. Verschillende methoden evenals een grote diversiteit (compleetheid) van gegevens kunnen worden gebruikt. De meeste methodes voor de berekening van E ref maken geen expliciet onderscheid in bodemverdamping en transpiratie. In deze methodes wordt impliciet aangenomen dat de afname van transpiratie door een afname van de bodembekking (Leaf Area 3

4 Index, LAI: totale bladoppervlakte van een vegetatie gedeeld door de oppervlakte onder die vegetatie) volledig gecompenseerd wordt door een toename van de bodemverdamping (Federer et al., 1996). Per definitie maakt interceptieverdamping geen deel uit van de referentieverdamping (Allen et al., 1998; NHV, 2002), omdat deze gedefinieerd is voor een droog gewas. De referentieverdamping volgens Makkink, zoals gebruikt door het KNMI, voldoet niet aan deze definitie. Makkink (1957) heeft zijn vergelijking namelijk afgeleid uit metingen onder gemiddelde meteorologische condities, dus met interceptie Potentiële verdamping van de actuele vegetatie Indirect via gewasfactoren Een eerste methode om de verdamping van een begroeid oppervlak te verkrijgen, is door het toepassen van gewasfactoren in combinatie met de referentieverdamping. De referentieverdamping wordt berekend voor een gras (of alfalfa) referentiegewas en wordt vervolgens vermenigvuldigd met een empirische gewasfactor K c (Allen et al., 1998; Doorenbos en Pruitt, 1977): Ep = Kc E ref (0.1) Figuur 2: Curve voor gewasfactor K c volgens de wereldvoedselorganisatie FAO met vier fases van gewasgroei en drie K c-waarden en relatieve gewasgroei (uit Allen et al. (2005)). Gezien de rol van bodemverdamping en de beschikbaarheid van water voor transpiratie onder gedeeltelijk bedekte bodems is het belangrijk bodemverdamping van een natte bodem en transpiratie in hydrologische simulaties expliciet te schematiseren (Farahani et al., 2007). Belangrijke methodes om bodemverdamping en transpiratie te beschouwen zijn die van Ritchie (1972) en Shuttleworth en Wallace (1985). Voor een meer praktische benadering is de zogenaamde tweeledige (Eng: dual) gewasfactor geïntroduceerd (Allen et al., 1998; Allen et al., 2005), waarmee de gewasfactorbenadering van de FAO geschikt is gemaakt voor gedeeltelijk bedekte bodems: Kc = Kcb+ Ke (0.2) waarin K cb de basale gewasfactor is en de verhouding weergeeft tussen E p en E ref van een droog bodemoppervlak (vrijwel geen bodemverdamping), waarbij de bodemvochtcondities de transpiratie niet belemmeren. Het grootste deel van de bodemverdamping wordt gegeven door K e. Het doel van deze tweeledige gewasfactor is om het verschil tussen bodemverdamping en transpiratie te scheiden. Een uitgebreidere toepassing van gewasfactoren, zoals toegepast binnen SWAP en MetaSWAP wordt gegeven in paragraaf en

5 Directe bepaling E p Voorbeelden van methodes om E p direct te berekenen zijn Priestley-Taylor, McNaughton- Black, Penman-Monteith en Shuttleworth-Wallace. E p geeft de potentiële verdamping van een werkelijk gewas en is in de verschillende vergelijkingen afhankelijk van het oppervlak via albedo (Priestley-Taylor), oppervlakteweerstand (McNaughton-Black), of albedo en aerodynamische weerstand (Penman-Montheith), of albedo, aerodynamische en oppervlakteweerstand (Shuttleworth-Wallace) (Federer et al., 1996). Door deze vergelijkingen te parametriseren voor een referentiegewas, kan ook E ref verkregen worden. Zo wordt de internationale standaard voor E ref berekend door de Penman-Monteith vergelijking te parametriseren voor gras of alfalfa (Allen et al., 1998). Complicaties/Discussie De praktische toepasbaarheid van het gebruik van gewasfactoren is de grote kracht van deze benadering. De nadelen ervan zijn echter ook evident. Zo vertrouwen gebruikers veelal op gepubliceerde K c-waarden, in plaats van deze af te leiden voor het studiegebied. Echter, de empirische oorsprong van K c-waarden beperkt de algemene toepasbaarheid, doordat de waarden slechts geldig zijn voor de omstandigheden waaronder deze bepaald zijn. Dit beperkt de mogelijkheid om K c- waarden toe te passen op locaties waarvoor omgevingsfactoren (bijvoorbeeld klimaat, bodem en beheer) afwijken van die waaronder de K c-waarden zijn afgeleid (Farahani et al., 2007). Gevolg van het gebruik van empirische gewasfactoren is dat impliciet gecorrigeerd wordt voor de rol van bodemverdamping, transpiratie en interceptieverdamping. Deze (empirische) correctiefactoren zijn vanzelfsprekend uitsluitend geldig voor de klimatologische omstandigheden waarvoor deze zijn afgeleid. Zo zullen door een veranderend neerslagpatroon, bijvoorbeeld in de vorm van meer intensieve neerslag, empirisch afgeleide gewasfactoren niet meer geldig zijn. Ook gewasfactoren zoals voorgesteld door Feddes (1987), bevatten impliciet bodemverdamping, transpiratie en interceptieverdamping. De factoren zijn immers empirisch verkregen, door verdampingsmetingen onder de werkelijke weerscondities. De potentiële verdamping is een onbruikbaar begrip voor droogteminnende vegetaties (Witte et al., 2012), omdat gepubliceerde K c-waarden voor zulke vegetaties meestal zijn ontleend aan metingen van de actuele verdamping. Een droogteminnende vegetatie is echter van nature helemaal niet optimaal van water voorzien. Ook de kunstmatige toediening van voldoende water is geen oplossing om de potentiële verdamping te bepalen, omdat dat leidt tot een andere vegetatie, met nieuwe verdampingseigenschappen. Daarom zijn gewasfactoren voor droge vegetaties in de praktijk verhoudingsgetallen tussen de werkelijke verdamping (die bij droogte is gereduceerd) en de Makkink-verdamping. Net als gewasfactoren gelden die verhoudingsgetallen voor de tijdens de meting heersende weersomstandigheden. De veronderstelling achter de hydrologische rekenprocedure dat met die verhoudingsgetallen de potentiële verdamping wordt vastgesteld, is dus onjuist (Witte et al., 2012). De atmosferische CO 2-concentratie heeft invloed op de potentiële verdamping, omdat door stijging van de CO 2-concentratie planten netto wat zuiniger omgaan met water: ze transpireren minder. Dit effect is waargenomen in historische reeksen van rivierafvoeren (Gedney et al., 2006). Bovendien toont een recente analyse van fossiel bladmateriaal aan dat de dichtheid aan huidmondjes afneemt met een toenemend CO 2-gehalte (De Boer et al., 2011). Door die afname stijgt de stomatale weerstand en daalt de transpiratie. Voor Nederland is geraamd dat in 2050 ( CO 2 = 150 ppm) de potentiële verdamping (evapotranspiratie) gemiddeld met 2-5% zal zijn gedaald, afhankelijk van de vegetatiestructuur (Kruijt et al., 2008b; Witte et al., 2006a; Witte et al., 2006b). Door Kruijt et al. (2008a) zijn correctiefactoren voor dit CO 2-effect afgeleid. 5

6 De Penman-Monteith vergelijking gaat uit van een oppervlak dat bestaat uit one big leaf, en neemt aan dat fluxen vanuit de bodem genegeerd kunnen worden. De Penman-Monteith vergelijking geldt daarmee alleen voor gewassen die de bodem volledig bedekken (Feddes en Lenselink, 1994). Over een groter oppervlak is echter de one big leaf benadering zelden geldig, omdat er altijd delen van een gebied en periodes zijn waarin de vegetatie niet gesloten is. Zowel het bodemoppervlak als de bladeren verdampen of transpireren vocht naar de atmosfeer. Hun relatieve aandeel in de totale verdamping verandert aanzienlijk als de vegetatie zich ontwikkelt (Zhou et al., 2006). De Shuttleworth-Wallace methode beschouwt de verhouding tussen transpiratie en bodemverdamping expliciet. Daarvoor is wel informatie nodig over de albedo, maar ook van vijf verschillende oppervlakteweerstanden en aerodynamische weerstanden. Het parametriseren van een dergelijke vergelijking vormt daarmee een drempel voor toepassing in hydrologische simulaties. Een alternatief is toepassing van de Penman-Monteith vergelijking voor bodem en plant apart (zie paragraaf 5.3.2). De toepassing van modellen voor de berekening van E p is toegenomen door verbeterde metingen van meteorologische variabelen nabij het oppervlak, zoals bodem- en luchttemperatuur, luchtvochtigheid, straling, wind en neerslag (Farahani et al., 2007). De benaderingen van een twee-staps methode (gewasfactoren) en vergelijkingen waarin termen voor de beschikbare energie ( available energy term ) en voor de mogelijkheid van de atmosfeer om water werkelijk te onttrekken ( aerodynamic term ) gecombineerd worden, naderen elkaar steeds meer. Enerzijds is er namelijk behoefte aan theoretische kennis om de nauwkeurigheid en algemene toepasbaarheid van methodes te vergroten; anderzijds moeten methodes wel praktisch toepasbaar blijven Bodemverdamping Voor verdamping van open water geldt dat de beschikbaarheid van water niet beperkend is voor de hoeveelheid water dat verdampt. Dit geldt niet voor bodemverdamping. Verschillen in bodemverdamping en verdamping van open water worden daarom niet veroorzaakt door verschillen in meteorologische condities, maar door verschillen in waterbeschikbaarheid. De bodemverdamping is veelal lager dan de verdamping van open water, vanwege verschillen in albedo en doordat de beschikbaarheid van water in de toplaag van de bodem beperkend is. Voor bodems met een grove structuur en een verzadigde toplaag, echter, kan door het relatief grote verdampend oppervlak de bodemverdamping hoger zijn dan die van open water (Ward en Robinson, 1990). Dit laatste is echter meer een uitzondering die bijvoorbeeld alleen optreedt enkele dagen na heftige neerslag als de bodem volledig verzadigd is. In een droge, kale bodem is het transport van water naar het bodemoppervlak beperkend voor bodemverdamping. Bij afwezigheid van neerslag, is de bodemverdamping afhankelijk van capillaire stroming van water vanuit bodemvocht in diepere lagen naar het bodemoppervlak, welke berekend wordt volgens de vergelijking van Darcy: = d H q k dz waarin q de volumefluxdichtheid [L T -1 ], k de doorlatendheid van de bodem [L T -1 ], H de stijghoogte [L] en z de verticale afstand [L]. Om opwaartse stroming vanuit het grondwater mogelijk te maken, moet H afnemen met de hoogte, waardoor dh/dz negatief, en q positief wordt (Figuur 3). Maar, doordat k sterk afneemt met het vochtgehalte θ, en dus met de afstand tot de grondwaterspiegel, moet dit gecompenseerd worden door dh/dz, zodat op elke diepte dezelfde flux behouden blijft. Om op elke diepte dezelfde flux te behouden, moet een mate van afname van k met de afstand tot de grondwaterspiegel worden gecompenseerd door eenzelfde mate van toename met deze afstand voor de absolute waarde van dh/dz. (0.3) 6

7 Daardoor verloopt de curve van H in Figuur 3 steeds minder steil naarmate de afstand tot het oppervlak kleiner wordt (Koorevaar et al., 1983). De ontwikkeling van de scherpe overgang tussen een zeer droge toplaag en een vochtiger bodem daaronder, wordt versneld door het verdampingsproces, waardoor θ, h en H aan het oppervlak afnemen. Ook k neemt hierdoor af, waardoor dh/dz te klein is om aan de verdampingsvraag te voldoen. Hierdoor neemt θ weer af, is dh/dz weer te klein, etc. Hierdoor wordt een zeer droge toplaag gevormd, waaruit geen water meer verdampt. De vorming van deze laag beschermt de bodem dus tegen uitdroging (Koorevaar et al., 1983). In droge perioden wordt water in de bodem dus vastgehouden door de ontwikkeling van een zeer droge toplaag met een lage waterdoorlatendheid, waardoor de bodemverdamping snel afneemt. Bovenstaande is alleen geldig in periodes van droogte; in natte periodes zal de bodem eerder voldoen aan de verdampingsvraag. Modelmatig kan de beschikbaarheid van water voor bodemverdamping dus op basis van de Wet van Darcy worden bepaald. Praktisch gezien, echter, is er een probleem, doordat de fysische eigenschappen van de bovenste centimeters van de bodem niet overeenkomen met die van hetzelfde bodemtype daaronder. Dat komt bijvoorbeeld door neerslag, korstvorming en landbewerking. Daardoor wordt vaak teruggegrepen op empirische methoden voor het bepalen van de bodemverdamping, zoals volgens Black of Boesten/Stroosnijder (Kroes et al., 2009). Toepassing van empirische methodes is echter altijd beperkt tot de omstandigheden waarvoor de methodes gekalibreerd zijn. Figuur 3: Verloop van het vochtgehalte in de bodem bij een stationaire opwaartse stroming van water, constante bodemverdamping, en een stabiele grondwaterstand (uit Koorevaar et al. (1983)) Interceptieverdamping De interceptieverdamping is gedefinieerd als het deel van de bruto neerslag dat door de vegetatie of andere structuren wordt onderschept en vervolgens verdampt (Figuur 1). De grootte van de interceptieverdamping hangt af van een veelheid aan factoren. In vochtige en gematigde klimaten kan de verdamping van interceptiewater 10 tot 50% van de jaarlijkse neerslag bedragen en dit aandeel kan vele male hoger zijn als ook de opgevangen neerslag door de strooisellaag op bosgrond wordt beschouwd (Gerrits et al., 2007; Gerrits, 2009). Voor bossen kan de interceptieverdamping zelfs bijna even groot zijn als de transpiratie (Tiktak en Bouten, 1994). Voor de interceptieverdamping van landbouwgewassen en gras worden gemiddelde waarden van ongeveer 100 mm per jaar genoemd (Massop et al., 2005). Voor het berekenen van de interceptie van landbouwgewassen wordt in hydrologische modellen de benadering van Von Hoyningen-Hüne (1983) algemeen toegepast (Kroes et al., 2009; Nunes et al., 2006; Ragab en Bromley, 2010). In SWAP (Kroes et al., 2009), bijvoorbeeld, wordt de interceptie voor landbouwgewassen en grasland berekend volgens: 7

8 1 C= a LAI 1 b Pbruto 1+ a LAI waarin C de interceptie (de hoeveelheid water op het bladerdek) [L], LAI de Leaf Area Index, P bruto de bruto neerslag [L], a een empirische coëfficiënt [L] en b de fractie bedekte bodem [-]. Bij toenemende neerslaghoeveelheid raakt het bladoppervlak verzadigd. Deze verzadigingsgraad is gelijk aan a LAI (Figuur 4). In paragraaf staat beschreven hoe C in modellen gebruikt kan worden om E i te bepalen. In de benadering zoals die gevolgd wordt voor korte vegetaties wordt de invloed van de duur van de neerslag en de verdamping tijdens neerslag niet beschouwd. Voor bossen gaat deze benadering niet op (Carlyle-Moses en Gash, 2011). Voor regenbuien die het bladerdek verzadigen kan de interceptieverdamping E i berekend worden als (Moors, 2012): t Ei = Edt+ C (0.5) 0 Met t [T -1 ] de totale duur van de bui, E [L T -1 ] de verdampingssnelheid en C [L] de hoeveelheid water op het bladerdek (inclusief takken) als zowel de regenbui als de doorval zijn gestopt. Een zeer algemeen gebruikte fysisch model om de interceptie voor bossen te bepalen is de methode van Gash et al. (1995), welke op seizoen- en jaarbasis een nauwkeurige benadering van de interceptie geeft (Moors, 2012). In de benadering van Gash et al. (1995) wordt de grenswaarde van de hoeveelheid neerslag die nodig is om het bladerdek te verzadigen P beschreven als (uit Moors (2012)): PC c E c P ' = ln 1 Ec P Met de bergingscapaciteit van het bladerdek C c=c/c veg [L], en de verdampingssnelheid per eenheid bladerdek c veg [-] is E = E / c, met E[L T -1 ] de gemiddelde verdamping en P[L T -1 ] de gemiddelde neerslagintensiteit gedurende de bui. Gash et al. (1995) beschrijft vervolgens E i per bui als: E = c P voor P P ' i veg E c Ei = cveg ( P ' Cc) + ( P P ') + Cc voor P> P ' P c veg Figuur 4 geeft de relatie tussen neerslag en interceptie volgens Gash et al. (1995) voor een naaldbos (uit Kroes et al. (2009)). Voor een verzadigd bladerdek is de helling van de curve gelijk aan E / P. (0.4) (0.6) (0.7) 8

9 Figuur 4: Interceptie voor landbouwgewassen en bossen (uit Kroes et al. (2009)). De besproken methodes (paragraaf en ) voor de berekening van E ref of E p gaan uit van een gewas met een droog bladoppervlak. Indien het bladoppervlak bedekt is met interceptiewater wordt voor de berekening van E, in de Penman-Monteith en de Shuttleworth-Wallace methode de stomatale weerstand (en in de Shuttleworth-Wallace methode ook de weerstand van het bodemoppervlak) op nul gezet (Rutter et al., 1971; Zhou et al., 2006) (Figuur 5). Van Walsum et al. (2012) geven een voorbeeldberekening van het effect van het al dan niet expliciet simuleren van de interceptieverdamping voor enkele landbouwgewassen. Uit deze berekeningen (Tabel 1) blijkt bijvoorbeeld dat de berekende totale verdamping wellicht niet zoveel verschilt, maar het effect van interceptie op de transpiratie is aanzienlijk. Tabel 1: Voorbeeld van verdampingsposten (mm/jaar) voor modelsimulaties met en zonder berekening van interceptie. Uit Van Walsum et al. (2012). Zonder simulatie interceptie Met simulatie interceptie gewas E s_a E t_p E i E tot Gras Maïs Aardappel Gras Maïs Aardappel Voor een uitgebreide beschrijving van interceptie en interceptieverdamping verwijzen we naar Gerrits (2010) en Moors (2012). 9

10 Figuur 5: Schematisatie van weerstanden voor een droog en nat bladoppervlak (naar Monteith (1976)). Complicaties/Discussie Er wordt vaak aangenomen dat het water dat opgevangen wordt door interceptie nog dezelfde dag verdampt (Savenije, 2004). Onder zomerse omstandigheden en voor landbouwgewassen is deze aanname vaak correct, maar de hoeveelheid water die vastgehouden wordt per gewas en gewasstadium is echter niet goed bekend (Droogers, 2009). Hierdoor is dus ook niet bekend hoeveel neerslag uiteindelijk in de bodem komt en dus beschikbaar is voor opname door de wortels. Door Van Walsum en Supit (2012) is een aangepaste Rutter-methode ontwikkeld, waarbij er wel een duidelijk moment is dat het interceptiereservoir leeg raakt. De methode van Gash et al. (1995), maar ook die van Rutter et al. (1971), gaat uit van een gesloten bladerdek. Voor meer open structuren kan de methode van Valente et al. (1997) worden toegepast. Ondanks de aanzienlijke rol van interceptieverdamping in de waterbalans, wordt deze in hydrologische simulaties dikwijls niet expliciet gesimuleerd. In hoogwatermodellering, bijvoorbeeld, speelt interceptie als percentage van de totale afvoer dan wel geen rol tijdens een overstroming, maar interceptie heeft wel veel invloed op de bodemvochtconditities voorafgaand aan een hoogwater (Gerrits, 2009). Als in een hydrologisch model interceptie niet wordt meegenomen, resulteert dit in een foutief bodemvochtgehalte, wat invloed heeft op het berekende bergend vermogen van de bodem. Dit kan leiden tot overschatting van piekafvoeren (Fenicia et al., 2008). Aan de andere kant kunnen hydrologische modellen een correcte waterbalans, of een goede fit met metingen, leveren door te compenseren voor fouten in de verdamping via het aanpassen van andere modelparameters (Andréassian et al., 2004; Fenicia et al., 2008). Als een model vervolgens wordt gebruikt voor effectstudies, kan een model dat goed fit toch systematisch onjuiste voorspellingen leveren, doordat het model alleen geldig is voor de omstandigheden waarop deze gekalibreerd is. Beter kan de interceptieverdamping apart van transpiratie en bodemverdamping berekend worden, zeker voor bossen. Voor een nat, verzadigd bladoppervlak mag, voor berekening op dagbasis, worden aangenomen dat de stomatale weerstand gelijk is aan nul (Allen, 2005; Gavin en Agnew, 2000), zoals algemeen gebeurt in hydrologische modellen. Dat betekent dat de transpiratie tijdens interceptieverdamping op nul wordt gezet. Deze aanname is geldig voor daggemiddelde berekeningen. In werkelijkheid echter, gaat transpiratie wel door tijdens interceptieverdamping (Bosveld en Bouten, 2001; Bosveld en Bouten, 10

11 2003). Dit proces is moeilijk te parametriseren, maar is wel van belang als men geïnteresseerd is in de timing van transpiratie binnen een dag Actuele transpiratie: reductiefuncties voor wateropname Stroming van water in de onverzadigde zone: Sink-term Als de bodemvochtcondities niet optimaal zijn om potentiële transpiratie in stand te houden, neemt de potentiële transpiratie af tot de actuele transpiratie (E t_a). Een tekort aan beschikbaar bodemvocht ontstaat in eerste instantie doordat het water dat voor transpiratie uit de wortelzone wordt onttrokken niet tijdig wordt aangevuld door neerslag, irrigatie, of capillaire opstijging vanuit het grondwater. Niet alleen een tekort aan water in de wortelzone leidt tot transpiratiereductie. In een natte bodem kan een tekort aan zuurstof, veroorzaakt door een te laag gehalte luchtgevulde poriën in de wortelzone, tot een afname van de wateropname van de wortels leiden (Bartholomeus et al., 2008; Feddes et al., 1978; Glínski en Stępniewksi, 1985; Kramer, 1951). Daardoor kunnen planten zelfs verwelken. Ook een hoog zoutgehalte van het bodemvocht kan tot vochttekort in de plant leiden, doordat de hoge osmotische potentiaal van het bodemvocht voorkomt dat voldoende water naar de wortels kan stromen (Feddes en Lenselink, 1994). Onder suboptimale vochtvoorziening in de wortelzone zal de potentiële transpiratie afnemen tot de actuele transpiratie, doordat de gewasweerstand toeneemt als gevolg van een (gedeeltelijke) sluiting van de huidmondjes. In hydrologische modellen voor de onverzadigde zone wordt het effect van de wateropname van plantenwortels beschreven door het opnemen van de zogenaamde sink-term in de Richards vergelijking voor stroming van water in de onverzadigde zone. Vereenvoudigd tot alleen stroming in de verticale z-richting, wordt de vergelijking als volgt geschreven: θ hm = K( hm ) S( z, t) t z z waarin θ het volumetrisch vochtgehalte (L 3 L -3 ]), t de tijd (T), K de doorlatendheid (L T -1 ) en h m de drukhoogte in de bodemmatrix (L). De sink-term S (L 3 L -3 T -1, volumetrische wateropname per eenheid bodemvolume en tijd) is een functie van de bodemdiepte z en tijd t. Als deze geïntegreerd wordt over de wortelzone (WZ) is S gelijk aan de actuele transpiratie (E t_a) (Hopmans en Bristow, 2002). Eendimensionale stromingsmodellen, zoals SWAP (Van Dam et al., 2008) en Hydrus1D (Šimůnek et al., 2008) delen de wortelzone op in lagen ( z i, i=1,..,nl). Voor elk van deze lagen wordt de stromingsvergelijking en de opname van wateropname opgelost, zodat geldt: Nl t _ a = d = WZ i= 1 i i E S z S z (0.9) In sommige modellen bestaat de onverzadigde zone slechts uit twee lagen: een wortelzone en een ondergrond. De actuele wateropname van planten wordt berekend door S max te vermenigvuldigen met stressfactoren voor droogte-, zuurstof- en zoutstress (Kroes et al., 2008): S( z) =α α α S ( z ) (0.10) droogte zuurstof zout max S max, de maximale wateropname door planten, geïntegreerd over de worteldiepte, is gelijk aan de potentiële transpiratie. Integratie van S(z) over de wortelzone levert de actuele transpiratie E t_a. Vergelijking 0.9 laat zien dat de beschrijving van het wortelprofiel een belangrijke factor is in het beschrijven van de actuele transpiratie. Zowel de diepte als de worteldichtheid zijn daarbij van belang (Feddes en Raats, 2004). Voor het bepalen van de eigenschappen van worteleigenschappen bestaan verschillende methodes, variërend van het in detail modelleren van individuele wortels (Doussan et al., 1998), tot simulaties van de verdeling van het totale wortelprofiel (Arora en Boer, 2003). Methodes voor het beschrijven van eendimensionale (0.8) 11

12 worteldichtheidsfuncties zijn bijvoorbeeld beschreven in (Molz, 1981). Jackson et al. (1996) geeft een overzicht van gegevens van de wortelverdeling als functie van diepte voor terrestrische ecosystemen, evenals gefitte relaties volgens de formule van Gale en Grigal (1987): z Y = 1 β (0.11) Met Y de cumulatieve fractie wortels (waarde tussen 0 en 1) vanaf het bodemoppervlak tot diepte z, en β de extinctie-coëfficiënt (zie Figuur 6). Een database van wortelprofielen voor terrestrische ecosystemen is beschikbaar via (Schenk en Jackson, 2003). Figuur 6: Cumulatieve wortelverdeling als functie van diepte voor elf terrestrische ecosystemen en voor het theoretische model van Gale en Grigal (1987). Grotere waarden van β duiden op diepere wortelprofielen. Uit Jackson et al. (1996) Wateropname door wortels Twee benaderingen worden algemeen gebruikt om tijdsafhankelijke wateropname door wortels (S) te berekenen, een mechanistische en een meer empirische benadering (Hopmans en Bristow, 2002): Empirisch Een wereldwijd gebruikte benadering voor relatieve wateropname is geïntroduceerd door Feddes et al. (1976). Deze wordt ook wel de macroscopische benadering genoemd. Het voordeel hiervan is dat er geen volledig overzicht in het fysische proces van wateropname door plantenwortels nodig is. Daarom stelt de methode ook minder eisen aan bodem- en plantparameters (Homaee et al., 2002). De macroscopische benadering gaat uit van een op voorhand bekende stress-reductie-functie met daarin de sink-term variabele α(h m) (Figuur 7). Onder optimale vochtcondities is de maximale opname van water door wortels S max(z), geïntegreerd over de worteldiepte, gelijk aan de potentiële transpiratie, E t_p, die bepaald wordt door atmosferische condities. 12

13 De actuele wateropname is een functie van drukhoogte (h m): S( h ) ( h ) S m = α m max (0.12) Figuur 7: Schematisatie van de stress-reductie-functie, α(h), zoals voorgesteld door Feddes et al. (1978) (a) en Van Genuchten (1987) (b) (uit Šimůnek et al. (2005)). Tabel 2: Kritische drukhoogtes h (cm) voor de stress-reductie-functie, α(h) (Figuur 7a) voor enkele landbouwgewassen (naar Wesseling (1991b)) In de functie van Feddes et al. (1978) is wateropname optimaal tussen h m_2 en h m_3 en neemt lineair af van h m_3 tot h m_4 door watertekort en tussen h m_2 en h m_1 door zuurstoftekort. De waarde van h m_3 hangt af van de watervraag van de atmosfeer, en dus van E t_p. Bij een hoge E t_p treedt watertekort eerder op, ofwel bij hogere h m_3 waardes, dan bij lage E t_p. Zie Tabel 2 voor kritische drukhoogtes voor enkele gewassen. In deze benadering kan droogtestress in het ene compartiment niet gecompenseerd worden door extra wateropname in een laag zonder droogtestress. In de praktijk zullen de gevolgen van deze beperking naar verwachting meevallen, omdat de totale beschikbare hoeveelheid vocht bepalend is en er ook herdistributie van vocht in het model plaatsvindt. Een alternatieve stress-reductie-functie is gegeven door Van Genuchten (1987) en is, net als de functie van Feddes et al. (1978), ingebouwd in Hydrus (Šimůnek et al., 2008; Šimůnek et al., 2006): 13

14 ( h, h ) 1 1 α m o = p1 p2 ( hm hm,50 ) ( ho ho,50) waarin h m,50 de drukhoogte in de bodemmatrix waarbij α(h m) = 0.5, ofwel de drukhoogte waarbij de waarbij de wateropname met 50% gereduceerd wordt (bij verwaarloosbare osmotische stress). Zo geeft h o,50 de osmotische druk waarbij de wateropname met 50% gereduceerd wordt (bij verwaarloosbare droogtestress). (0.13) De benadering van Van Genuchten (1987), of variaties daarop (Homaee et al., 2002), geeft, in tegenstelling tot die van Feddes et al. (1978), geen reductie van wateropname door zuurstofstress. Echter, ook in de Feddes-functie zijn de drukhoogtes waarbij natschade begint en in welke mate deze optreedt, experimenteel niet goed onderbouwd. Het concept houdt geen rekening met het adaptief vermogen van de plant om het onttrekkingspatroon te variëren. Ook wordt geen rekening gehouden met de factor tijd: het duurt in werkelijkheid enige tijd totdat zuurstofgebrek optreedt; tijdens een percolatiegolf zal dit nog niet direct het geval zijn. In een rekenmodel worden de tekortkomingen van het concept eerder uitvergroot dan gecorrigeerd: door de te snelle reductie van de gewasopname ontstaat een terugkoppeling die zichzelf versterkt. Normaal gesproken verkrijgen plantenwortels voldoende zuurstof voor hun respiratie (ademhaling) direct uit de luchtgevulde poriën in de bodem. Echter, als de bodem te nat wordt, wordt lucht in de bodemporiën vervangen door water. Hierdoor wordt de beschikbaarheid van zuurstof limiterend voor wortelrespiratie. Planten respireren om energie voor groei en onderhoud te verkrijgen. Een tekort aan zuurstof belemmert dus de energievoorziening voor het in stand houden van het metabolisme van de plant. Planten lijden dan aan zuurstofstress. Een ernstige tekortkoming van een relatie voor zuurstofstress zoals gegeven in Figuur 7a is dat deze niet temperatuur- en bodemafhankelijk is. Of planten zuurstofstress ondervinden hangt namelijk niet alleen af van het gehalte aan luchtgevulde poriën in de bodem, maar is ook sterk temperatuurafhankelijk. Planten verbruiken namelijk meer zuurstof als het warm is. Een model dat de effecten van bodem, organische stof, temperatuur en vochtgehalte op zuurstofstress van planten kan berekenen, en deze vertaalt naar transpiratiereductie, is beschreven door Bartholomeus et al. (2008). Ook een hoog zoutgehalte van het bodemvocht kan watertekort veroorzaken, doordat de hoge osmotische potentiaal van het bodemvocht voorkomt dat voldoende water naar de wortels kan stromen (Feddes en Lenselink, 1994). Osmotische stress wordt verkregen door een zoutstress-functie, ook met waardes tussen 0 en 1. Een voorbeeld van een osmotische stress-respons functie α(ec) is gegeven in Figuur 8. Figuur 8: Schematisatie van de zoutstress-reductie-functie, α(ec), naar (Maas en Hoffman, 1977) (uit Šimůnek et al. (2005)). 14

15 Mechanistisch Aan de basis van een mechanistische benadering voor droogtestress ligt een beschrijving voor waterstroming in planten volgens Van den Honert (1948), waarin aangenomen wordt dat de volumetrische waterflux E t door de wortels evenredig is met het verschil in drukhoogte tussen de bodemmatrix en het xyleem (vaten in het plantenweefsel die zorgen voor het transport van water) (h m- h x), en omgekeerd evenredig met de weerstand van de bodem en wortels voor waterstroming (r m + r x); (Figuur 9): E t h = r m m h + r x x (0.14) Figuur 9: Weerstanden and potentialen in de simulatie van wateropname door planten (uit Verburg et al. (1996)). Deze vergelijking bevat alleen weerstanden voor de stroming van water in de bodem en de plant. De weerstand voor de diffusie van water naar de lucht (de stomatale weerstand), de grootste weerstand in het soil-plant-atmosphere-continuum (SPAC), is dan ook niet opgenomen in deze vergelijking. Dat kan alleen als de potentiële transpiratie bekend is uit de atmosferische vraag. Deze methode wordt bijvoorbeeld toegepast in het model SWIM (Soil Water Infiltration and Movement) (Verburg et al., 1996) en FUSSIM2 (Heinen, 2001). Potentiële verdamping is invoer voor deze modellen en de stomatale en aerodynamische weerstand voor transpiratie worden niet expliciet gesimuleerd. Aangenomen wordt dat de vraag naar water kan worden beschreven door de potentiaal in het xyleem, h x, en dat effecten van stomatale en aerodynamische weerstand op de wateropname verwerkt zitten in de opgegeven potentiële verdamping. Om de wateropname van elk bodemcompartiment te berekenen worden eerst van elk compartiment de bodem- en wortelweerstanden berekend, waarna de drukhoogte van het xyleem wordt berekend uit de potentiële transpiratie. De bodemweerstand wordt berekend uit een stationaire radiale stroming naar de wortels; de wortelweerstand hangt af van een weerstand per eenheid wortellengte en de worteldichtheid van elk compartiment (Hopmans en Bristow, 2002; Verburg et al., 1996). Vervolgens wordt voor elk bodemcompartiment de actuele wateropname door de wortels berekend. Door deze actuele wateropname te integreren over de hele wortelzone wordt de actuele transpiratie berekend. Voor een gedetailleerde verhandeling verwijzen naar Verburg et al. (1996). Gereduceerde wateropname door zuurstofstress is in deze benadering niet opgenomen. Osmotische stress kan in deze benadering meegenomen worden door een osmotische term toe te voegen in de berekening van h x. Het voordeel van deze benadering is dat die mechanistisch is en eveneens waardes geeft van drukhoogte in de plant. Bovendien maakt deze mechanistische benadering compensatie van droogtestress in de ene bodemlaag door een hogere wateropname uit een andere bodemlaag zonder stress mogelijk. 15

16 Een alternatieve mechanistische benadering is ontwikkeld door Metselaar en de Jong van Lier (2007), gebaseerd op de matrix fluxpotentiaal, ofwel de hydraulische eigenschappen van de bodem. Door de matrix fluxpotentiaal te berekenen kan berekend worden hoeveel water planten uit de bodem kunnen onttrekken. De relatieve transpiratie (ratio tussen actuele en potentiële transpiratie) is namelijk gelijk aan de relatieve matrix fluxpotentiaal (ratio tussen actuele matrix fluxpotentiaal, en de matrix fluxpotentiaal van het punt waar de hydraulische condities voor het eerst limiterend zijn voor optimale transpiratie) (Metselaar en de Jong van Lier, 2007). Deze benadering gaat uit van een bodem waarin de beschikbaarheid van water voor planten alleen afhankelijk is van de hydraulische eigenschappen van de bodem. Afhankelijkheid van aeratie of saliniteit wordt apart beschouwd. Complicaties/Discussie De empirische benadering voor osmotische stress blijkt beter te werken dan de mechanistische benadering. Daarom heeft de empirische benadering voor osmotische stress de voorkeur boven de mechanistische benadering, en wordt deze ook toegepast in combinatie met mechanistische modellen voor droogtestress om de totale waterstress te kwantificeren. De methode van Feddes houdt geen rekening met compensatie van wateropname uit andere bodemlagen, waarmee gelimiteerde wateropname in droge lagen wordt gecompenseerd door extra wateropname uit een nattere laag. Maar het gaat uiteindelijk (eventueel na gradiëntgedreven herverdeling) om de totale hoeveelheid vocht die in de wortelzone (en direct daar onder) voor de plant beschikbaar is. Dat is ook het argument dat in Feddes et al. (1978) wordt aangevoerd voor het relatief simpele concept. Echter, doordat herverdeling tijd nodig heeft, kan de methode van Feddes soms tot te lage wateropname leiden. Šimůnek en Hopmans (2009) hebben een eenvoudige methode ontwikkeld, waardoor wel rekening gehouden wordt met compensatie, ook in combinatie met de Feddes-functie. Deze methode, die een factor voor de aanpassingscapaciteit van wortels volgens Jarvis (1989) introduceert in de stress-reductie-functie, is ingebouwd in Hydrus (Šimůnek et al., 2008; Šimůnek et al., 2006) en SWAP (Kroes et al., 2009) Actuele transpiratie: één-stap benadering Voor alle voorgaande benaderingen voor het berekenen van actuele transpiratie geldt dat de atmosferische vraag naar water bekend is, en aan het hydrologisch model wordt opgelegd (E t_p). Een meer integrale, maar ook complexere, aanpak is om de afhankelijkheid van de stomatale weerstand als functie van bodemvocht, CO 2-concentratie, temperatuur en straling te beschrijven. Zo kan direct de actuele transpiratie worden bepaald. In de meeste gevallen wordt dit gedaan door voor de Penman-Monteith vergelijking de actuele stomatale weerstand of geleidbaarheid te berekenen, waaruit direct de actuele transpiratie wordt berekend (Olioso et al., 1999). Deze actuele stomatale weerstand vervangt het gebruik van gewasfactoren (Shuttleworth, 2007). De stomatale geleidbaarheid hangt af van zonnestraling, temperatuur, luchtvochtigheid, CO 2 concentratie, én de drukhoogte in het blad. Deze afhankelijkheid is beschreven door Jarvis (1976), gebaseerd op reductiefuncties voor de verschillende omgevingsfactoren die de maximale stomatale geleidbaarheid (g s,max [L T -1 ], vegetatie-afhankelijk) reduceren tot de actuele stomatale geleidbaarheid (g s [L T -1 ]): g = g f ( Rad) f ( D) f ( T ) f ( h ) f (CO ) (0.15) s s,max Rad D Tl l hblad blad CO2 2 waarin f Rad, f D, f Tl, f hblad en f CO2 stress-reductiefuncties [-] voor respectievelijk straling (Rad), luchtvochtigheid (D), luchttemperatuur (T l), drukhoogte in het blad (h blad) en atmosferische CO 2-concentratie (CO 2). Het effect van de drukhoogte in het blad kan berekend worden uit een beschrijving van watertransport vanuit de bodem tot de bladeren via een verschil in drukhoogte en een 16

17 reductiefunctie voor f hblad (bijvoorbeeld Braud et al., 1995; Brolsma et al., 2010; Daly et al., 2004): Et _ bwp = gbwp( hm h blad ) (0.16) 0 als hblad < hblad 0 hblad hblad 0 f ( h ) = als h h h blad hblad h 1 blad0 1 als hblad > hblad 1 h blad blad0 blad blad1 (0.17) waarin E t_bwp de transpiratie (m d -1 ) gebaseerd op de geleidbaarheid van het bodem-wortelplant systeem, g bwp de bodem-wortel-plant geleidbaarheid (voor berekening zie bijvoorbeeld Brolsma et al. (2010)) en h m-h blad het drukhoogteverschil tussen de bodem en het blad; h blad1 en h blad0 grenswaarden waarbij de hydraulische geleidbaarheid van wortel-tot-blad respectievelijk af begint te nemen en verwaarloosbaar wordt. Merk op dat vergelijking 16 (E t_bwp) vergelijkbaar is met de mechanistische benadering voor wateropname voor de wortels (vergelijking 14), maar dat in vergelijking 16 de weerstand van de wortel tot in het blad wordt beschouwd, en niet alleen van het xyleem. Bij een stationaire situatie en geen wateropslag in de plant is het watertransport door de plant (E t_bwp) gelijk aan de actuele transpiratie. Door deze actuele transpiratie te beschrijven met de Penman-Monteith vergelijking, kunnen uit deze serie van vergelijkingen ( ) de actuele transpiratie E t_a, h blad en g s numeriek berekend worden. Dit is in detail beschreven in Brolsma et al. (2010). In deze benadering wordt direct uitgegaan van de werkelijke transpiratie (E t_a). Daardoor is het toepassen van gewasfactoren niet nodig, en zit ook het limiterende effect van vochttekort direct in de relaties verwerkt. Het limiterende effect van zout- en zuurstofstress kan via de geleidbaarheid van bodem-wortel-plant systeem worden beschouwd Actuele verdamping van oppervlaktewater In veel gebieden is het percentage oppervlaktewater, bijvoorbeeld per peilgebied of afvoergebied, zodanig klein dat de openwaterverdamping met een eenvoudig concept kan worden beschreven, zoals door de referentieverdamping volgens Makkink te vermenigvuldigen met een factor die afgeleid wordt uit de verhouding E o_penman/et ref_makkink. Voor De Bilt geldt dat E o_penman/et ref_makkink =1.27, voor Eelde 1.24 en voor Beek Voor het gemiddelde voor landstations in Nederland wordt E o=1.26 * ET ref_makkink gebruikt (Hooghart en Lablans, 1988). Echter, zeker in poldergebieden in West-Nederland, in meren of de Friese boezem is het percentage oppervlaktewater zodanig groot dat daardoor, zeker in de loop van de zomer wanneer het water opwarmt, grote fouten in de waterbalans kunnen ontstaan als eenvoudige concepten voor de berekening van openwaterverdamping worden gebruikt. Van Loon en Droogers (2006) hebben een aantal methoden voor de berekening van openwaterverdamping op een rij gezet en voor de Friese Boezem de actuele verdamping met elk van hen bepaald. De verschillen door de gebruikte concepten kunnen aanzienlijk zijn, zoals Tabel 3 laat zien. 17

18 Tabel 3: Openwaterverdamping gegeven diverse concepten en diverse perioden in het jaar. Penman Priestley- Taylor De Bruin- Keijman Makkink*1,26 lente ,14 2,69 2,7 2,12 mm/d zomer ,9 4,92 4,65 3,57 mm/d herfst ,14 1,4 1,6 0,88 mm/d winter ,29 0,37 0,67 0,23 mm/d Zie verder Van Loon en Droogers (2006) voor de details rondom de berekeningsaanpak en invoerdata van de verschillende rekenconcepten. Van Loon en Droogers (2006) concluderen dat vanuit theoretisch oogpunt de Penman methodiek de meest nauwkeurige aanpak is. Deze is echter ook behoorlijk databehoeftig. Indien het niet mogelijk is om de noodzakelijke invoerdata te organiseren is de De Bruin-Keijman methodiek (De Bruin en Keijman, 1979) een adequaat alternatief. Los van het rekenconcept is het vooral ook van belang om het percentage oppervlaktewater accuraat in beeld te krijgen voor het gebied waarvoor de waterbalans dient te worden opgesteld en/of een model wordt opgezet. Voor een nauwkeurige schatting van dit percentage zijn de gangbare databronnen zoals de TOP10NL of het LGNx vaak te onnauwkeurig. Een accuraat en betaalbaar alternatief is het karteren van het oppervlaktewater op basis van hoogresolute luchtfoto s in combinatie met fotogrammetrie. Zie voor een mogelijke aanpak Heijkers et al. (2012; in voorbereiding) Actuele verdamping van het stedelijke gebied De meeste hydrologische studies richten zich op het landelijk gebied en niet op verstedelijkte gebieden. Toch neemt het aantal waterbalansstudies in het stedelijke gebied toe, met name doordat er steeds meer interesse is in het gebruik van alternatieve waterbronnen voor het grijze water in huishoudens (Gerrits, 2010). Het verdampingsproces in stedelijk gebied is, zeker in vergelijking met dat van het landelijk gebied, vrij typisch. Dit heeft twee hoofdoorzaken: I): Binnen een stedelijk gebied is er sprake van een snelle opeenvolging in de ruimte van verschillende typen landgebruik: bebouwing (met een voor het stedelijke interceptieproces relevant onderscheid in platte en schuine daken), tuinen (met zowel gras, beplanting en bomen, dus diverse transpiratie- en interceptiekarakteristieken), parken (idem), infrastructuur (zie bijvoorbeeld Yamaguchi et al. (2004)) en oppervlaktewater. Ook hier geldt dat het accuraat berekenen van de actuele verdamping begint met een nauwkeurige kartering van het landgebruik. De verschillen tussen de verschillende databronnen zijn groot. Kijken we naar de huidige generatie landgebruikskaarten waar iedere hydroloog en waterbeheerder binnen Nederland over kan beschikken dan komen we thans uit op de volgende aanpak voor de constructie van een stedelijke landgebruikskaart (Heijkers et al., 2012; in voorbereiding): 1. Bebouwing: Basisregistratie Gebouwen (BAG); 2. Open water: Basisregistratie Grootschalige Topografie (BGT) of Beheerregister Oppervlaktewater van de diverse waterschappen. Mochten deze er niet zijn dan kan gebruik worden gemaakt van luchtfoto s en daarvan afgeleide kaarten, top10nl en/of het GBKN (in objectgeoriënteerde vorm); 3. Overig Landgebruik: indien aanwezig Basisregistratie Percelen (BRP), aangevuld met TOP10NL, waarbij de categorie 'Overige' kan worden aangevuld met LGN6, die verbeterd kan worden met remote sensing data; Zie verder ook Grimmond en Oke (1991); Grimmond et al. (1986); Oke et al. (1988) voor meer achtergrondinformatie. 18