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[[en:Hydrological_Model_J2000]] [[pt:Modelo_Hidrológico_J2000]] [[de:Hydrologisches_Modell_J2000]] Model systemu hydrologicznego J2000 umożliwia oparte na bazie fizycznej modelowanie bilansu wodnego większych dorzecz. Oprócz imitowania procesów hydrologicznych, które w górnej mezo- i mikroskali posiadają wpływ na tworzenie i koncentrowanie się odpływów, model systemu hydrologicznego posiada procedury, za pomocą których posiadane punktowe wartości pomiarów opadów oraz pomiarów klimatycznych mogą być regionalizowane z pewną dozą pewności. Poza tym obliczenie realnego parowania obszarów leśnych, za pomocą którego obliczenie to następuje z uwzględnieniem zróżnicowania powierzchniowego oraz zachowania podczas parowania różnych klas pokrycia terenu, jest bezpośrednio zintegrowane z modelem. Ponieważ model powinien być przeznaczony do modelowania większych dorzecz o powierzchni kilku tysięcy km2, zapewniono, iż modelowanie może być prowadzone według podstaw danych dostosowanych do państowych kryteriów. Symulacja różnorodnych procesów hydrologicznych następuję w zamkniętych, dalekoidąco niezależnych od siebie modułach programu. To umożliwia, iż poszczególne moduły mogą zostać zmienione, zamienione oraz dodane gruntownie bez tworzenia nowego modelu. Modelowany łączny odpływ jest wynikiem sumy poszczególnych komponentów odpływowych, które podczas modelowania obliczane są oddzielnie. Ze względu na specyficzny obszar pochodzenia model systemu rozróżnia łącznie cztery komponenty odpływowe. Komponent z największą dynamiką czasową to szybki odpływ bezpośredni (RD1) , który składa się z odpływu z powierzchni uszczelnionych, z wód roztopowych, które spływają wewnątrz pokryw śnieżnych, oraz z odpływu (pod)powierzchniowego podczas formowania się stref saturacji. Nieznacznie wolniej reaguje wolny bezpośredni komponent odpływu (RD2), który można porównać jako podobny do lateralnego hipodermicznego odpływu wewnątrz warstw gleby. Ponadto można rozróżnić dwa kolejne podstawowe komponenty odpływu. Z jednej strony jest to szybki podstawowy komponent odpływu (RG1), który symuluje odpływ z dobrze przepuszczalnych stref wietrzenia bliskich powierzchni ziemi. Z drugiej strony zaś jest to wolny podstawowy komponent odpływu (RG2), który tworzy się z odpływu ze szczelin warstw wodonośnych lub z homogenicznych luźno-kamiennnych warstw wodonośnych. W modelu rozkład wód opadowych na komponenty odpływowe jest dokonywany poprzez parametry terenu, które mogą być wyprowadzone ze wsześniej wprowadzonych podstaw danych. Oprócz kształtu reliefu, szczególny wpływ mają przede wszystkim specyficzne parametry gleby, takie jak np. przewodność hydrauliczna jej poszczególnych poziomów genetycznych. Obliczenie różnych czasów koncentracji poszczególnych komponentów odpływów następuje z uwzględnieniem hydraulicznych cech miejsc, do których spływają poszczególne komponenty. Dodatkowo, podczas modelowania uwzględniane są zmienne wpływy, jak np. wcześniejsza wilgotność obszaru. === GUI === Po starcie JAMS otwiera się okno główne, które zawiera różne tabulatory: '''Ustawienia podstawowe''' [[Bild:Main1.jpg]] * Workspace directory: ustala katalog pracy. Musi zawierać trzy kolejne foldery: Parameter (dla wszystkich plików z parametrami), Data (dla wszystkich plików z danymi) i Output (w którym zapisane będą wszystkie pliki z danymi wyjściowymi) * Time interval: tutaj jest wybierany przedział czasowy, w którym symulacja powinna zostać przeprowadzona * Caching: dzięki cachingowi na płycie głównej mogą czasowo zostać zapisane wyniki własnych, wymagających wielu obliczeń procesów; wyniki te mogą być użyte w dalszym przebiegu symulacji. Dzięki temu następuje nieznacznie szybszy jej przebieg. Ostrzeżenie: Ta funkcja na dzień dzisiejszy nie jest całkowicie pewna i powinna być używana tylko przez doświadczonych użytkowników. '''Diagramy i mapy''' [[Bild:PlotsansMaps1.jpg]] * Runoffplot: aktywuje graficzną reprezentację wymodelowanych i obmierzonych odpływów podczas trwania symulacji * Soil moisture plott: aktywuje graficzną reprezentację relatywnej wilgotności gleby podczas trwania symulacji *Snow water equivalent: aktywuje graficzną reprezentację ekwiwalentu wód roztopowych podczas trwania symulacji * Map enable: umożliwa wyprowadzenie kartograficznej reprezentacji wybranych zmiennych statusowych * Map attributes: oddzielona przecinkiem lista zmiennych statusowych, która powinna być przedstawiona kartograficznie * Map3D enable: umożliwia wyprowadzenie kartograficznej reprezentacji wybranych zmiennych statusowych w 3D * Map3D attributes: oddzielona przecinkiem lista zmiennych statusowych, która powinna być przedstawiona kartograficznie w 3D '''Inicjalizacja''' [[Bild:Initialisierung1.jpg]] * Multiplier for field capacity: tutaj może być zwiększone (wartość > 1) lub zmniejszone (wartość <1) maksymalne napełnienie zbiornika o średnich porach (middle pore storage, MPS) * Multiplier for air capacity: tutaj może być zwiększone (wartość > 1) lub zmniejszone (wartość <1) maksymalne napełnienie zbiornika o dużych porach (large pore storage, LPS) * initRG1: relatywne wypełnienie górnego zbiornika wody gruntowej przy starcie symulacji (1 całkowicie pełny, 0 pusty). * initRG2: relatywne wypełnienie dolnego zbiornika wody gruntowej przy starcie symulacji (1 całkowicie pełny, 0 pusty). '''Regionalizacja''' [[Bild:Regionalisierung3.jpg]] * number of closest stations for regionalisation: liczba n stacji, które będą wciągnięte do obliczenia wartości HRU (wybranych będzie wtedy tych n stacji, które leżą najbliżej danej HRU) * Power of IDW function for regionalisation: czynnik wagowy, za pomocą którego potęgowana jest odległość każdej stacji do danej HRU * elevation correction on/off: aktywuje korekturę wysokości wartości danych * r-sqrt threshold for elevation correction: wartość graniczna do przeprowadzenia korektury wysokości wartości danych. Jeżeli współczynnik determinacji w regresji pomiędzy pomiarami a wysokościami stacji jest mniejszy niż ta wartość, korektura wysokości nie będzie przeprowadzona. Dla każdej zmiennej wejściowej (tzn. temperatury minimalnej, temperatury maksymalnej, średniej temperatury powietrza, opadu, absolutnej wilgotności powietrza, prędkości wiatru, czasu nasłonecznienia) ustawienia te mogą zostać nastawione z osobna. '''Promieniowanie''' [[Bild:Radiation2.jpg]] * flowRouteTA [h]: czas trwania fali odpływowej '''Intercepcja''' [[Bild:Interception.jpg]] * a_rain [mm]: maksymalna pojemności zbiornika intercepcji na deszcz na m2 pokrycia liściowego * a_snow [mm]: maksymalna pojemności zbiornika intercepcji na śnieg na m2 pokrycia liściowego '''Śnieg''' [[Bild:Schnee.jpg]] * Componentactive: aktywuje moduł śniegowy * baseTemp [°C]: wartość graniczna temperatury dla opadu śniegu * t_factor [mm/°C]: współczynnik temperatury służący do obliczenia odpływu z topniejącego śniegu * r_factor [mm/°C]: współczynnik deszczu służący do obliczenia odpływu z topniejącego śniegu * g_factor [mm]: współczynnik strumienia cieplnego ziemi służący do obliczenia odpływu z topniejącego śniegu * snowCritDens [g/cm³]: krytyczna gęstość śniegu * ccf_factor [-]: faktor służący do obliczenia zawartości zimna pokrywy śnieżnej '''Wilgotność gleby''' [[Bild:Boderwasser1.jpg]] * MaxDPS [mm]: maksymalna rezerwa w niecce * PolRed [-]: polinomiczny faktor redukcyjny do obniżenia potencjlanego parowania przy ograniczonych zapasach wody * LinRed [-]: liniowy faktor redukcyjny do obniżenia potencjlanego parowania przy ograniczonych zapasach wody (Wskazówka: PolRed lub LinRed przedstawiają alternatywy. Tylko jedna z nich może posiadać jakąś wartość, pozostałej musi zostać przypisane 0.) * MaxInfSummer [mm]: maksymalna infiltracja w półroczu letnim * MaxInfWinter [mm]: maksymalna infiltracja w półroczu zimowym * MaxInfSnow [mm]: maksymalna infiltracja przy pokryciu śniegiem * ImpGT80 [-]: relatywna możność infiltracji przy powierzchniach o stopniu uszczelnienia > 80% * ImpLT80 [-]:relatywna możność infiltracji przy powierzchniach o stopniu uszczelnienia < 80% * DistMPSLPS [-]: współczynnik kalibracji do rozkładu infiltracji na zbiorniki LPS i MPS * DiffMPSLPS [-]: współczynnik kalibracji do wyznaczenia ilości dyfuzji zawartości zbiornika LPS w relacji do zbiornika MPS na końcu danego odcinka czasu * OutLPS [-]:współczynnik kalibracji do wyznacznia odpływu z LPS * LatVertLPS [-]:współczynnik kalibracji do rozkładu odpływu LPS na lateralny (odpływ śródpokrywowy/hipodermiczny) i wertykalny (perkolacja) komponent. * MaxPerc [mm]: maksymalna stopa perkolacji * ConcRD1 [-]:współczynnik retencji dla odpływu bezpośredniego * ConcRD2 [-]:współczynnik retencji dla odpływu śródpokrywowego/hipodermicznego '''Woda gruntowa''' [[Bild:Grundwasser.jpg]] * RG1RG2dist [-]:współczynnik kalibracji do rozdziału wód perkolacyjnych * RG1Fact [-]: faktor dynamiki odpływu RG1 * RG2Fact [-]: faktor dynamiki odpływu RG2 * CapRise [-]: faktor dla ustawień wzniosu kapilarnego '''Routing w przepływie'' [[Bild:Reachrouting.jpg]] * flowRouteTA [h]: czas trwania fali odpływowej Jeżeli wszystkie parametry zostały ustawione, poprzez przycisk [Run] symulacja zostanie zainicjowana. Otwiera się okno symulacji, które zawiera różne tabulatory. Zakładka [JAMSProgress] przedstwia ogólne informacje o aktulanym przebiegu symulacji w formie tekstu. Jeżeli w trakcie przeprowadzania symulacji wystąpi błąd albo problem, w tym widoku ewentualnie zostanie pokazany komunikat o błędzie. Ponadto, po zakończeniu symulacji będą wyprowadzone różne miary wydajności modelu. Tymi miarami są: e2 ... wydajność Nash-Sutcliffe’a do potegi 2 (forma klasyczna) e1 ... zmodyfikowana wydajność Nash-Sutcliffe‘a (różnice nie będą podnoszone do potęgi drugiej, lecz będą użyte ich wartości) log_e2 ... zmodyfikowana wydajność Nash-Sutcliffe‘a (wartości będą logarytmowane) log_e1 ... zmodyfikowana wydajność Nash-Sutcliffe‘a (wartości będą logarytmowane; różnice nie będą podnoszone do potęgi drugiej, lecz będą użyte ich wartości) ioa2 ... Index of agreement wg Willmotta ioa1 ... zmodyfikowany Index of agreement wg Willmotta (różnice nie będą podnoszone do potęgi drugiej) r2 ... współczynnik determinacji grad ... nachylenie linii regresji wr2 ... współczynnik determinacji, ważony z nachyleniem linii regresji dsGrad ...gradient sumy podwójnej AVE ... absolutny błąd objętości RSME ... pierwiastek z błędu średniokwadratowego (Root mean square error) pbias ... relatywny procentowy błąd obiętości Dalsze zakładki zawierają uprzednio wybrane wykresy i mapy. ---- === Pliki wejściowe=== Pliki wejściowe to po pierwsze czasowo statyczne wartości znamionowe obszaru (parametry), po drugie to czasowo zmienne dane wejściowe (wartości pomiarowe klimatu, opadów, odpływów). Te dane są wczytywane w postaci plików ASCII. Generalnie dla plików wejściowych obowiązuje: * znakiem dzielącym jest tabulator * separatorem miejsc po przecinku jest kropka ====Dane==== Model systemu J2000 oczekuje przy inicjalizacji następujące pliki z danymi: {| style="text-align:left;" !width="20%" | Nazwa || width="70%" | Opis || width="10%" | Jednostka |- |ahum.dat || absolutna wilgotność powietrza|| g/cm³ |- |orun.dat || przepływ mierzony na zlewni || m³/s |- |rain.dat || mierzona ilość opadu || mm |- |rhum.dat || relatywna wilgotność powietrza || % |- |sunh.dat || czas nasłonecznienia || h |- |tmax.dat || temperatura maksymalna || °C |- |tmean.dat || średnia temperatura powietrza || °C |-# |tmin.dat || temperatura minimalna ||°C |- |wind.dat || prędkość wiatru || m/s |} Przy tym każdy plik ma następującą budowę (tutaj na przykładzie opadu): {| style="text-align:left;" !width="30%" | Wiersz || width="70%" | Opis |- | #rain.dat rainfall || |- | @dataValueAttribs || |- |rain 0 9999 mm || Nazwa serii danych, najmniejsza możliwa wartość, największa możliwa wartość, jednostka |- |@dataSetAttribs || |- |missingDataVal -9999 || Wartość do oznaczenia brakujących wartości danych |- |dataStart 01.01.1979 7:30 || Data i godzina pierwszej wartości danych |- |dataEnd 31.12.2000 7:30 || Data i godzina ostatniej wartości danych |- |tres d || Czasowy rozkład danych (tutaj dni) |- |@statAttribVal || |- |name stat1 stat2 || Nazwy stacji pomiaru |- |ID 1574 1513 || Oznaczenie numeryczne stacji pomiaru (ID) |- |elevation 525 498 || Wysokość stacji 1, wysokość stacji 2 |- |x 4402310 4422269 || Wartość x stacji 1, wartość x stacji 2 |- |y 5620906 5616856 || Wartość y stacji 1, wartośćy stacji 2 |- |dataColumn 1 2 || Numer odpowiedniej kolumny w części z danymi |- |@dataVal || Początek części z danymi |- |01.01.1979 07:30 0.8 0.1 || Data, godzina, wartość pomiaru stacji 1, wartość pomiaru stacji |- |... |- |31.12.2000 07:30 1.1 0 || Data, godzina, wartość pomiatu stacji 1, wartość pomiaru stacji |- |#end of rain.dat || Koniec części z danymi |} ====Parametry==== J2000 erwartet bei Modellinitialisierung folgende Parameterfiles: *landuse.par - Landnutzung *hgeo.par - Hydrogeologie *soils.par - Bodentypen *reach.par - Gewässernetz *hrus.par - Kennwerte der abgeleiteten Hydrologisch Homogenen Einheiten (HRUs - Hydrological Response Units) Alle Parameterfiles haben grundsätzlich folgenden Aufbau (hier am Beispiel Gewässernetz, siehe auch Abbildung): [[Bild:Bsp_Param.jpg|thumb|right|Beispiel eines Parameterfiles]] {| style="text-align:left;" ! width="10%" | Zeile || width="90%" | Beschreibung |- |1 || #reach.par |- |2 || Varaiablenname |- |3 || kleinstmöglicher Wert |- |4 || größtmöglicher Wert |- |5 || Einheit |- |6|| Beginn Datenteil |- |n || #end of reach.par -> kennzeichnet Ende des Parameterfiles (hier Landnutzung) |} *landuse.par {| style="text-align:left;" ! width="15%" | Kennwert || width="85%" | Beschreibung |- |LID || LandnutzungsID |- |albedo || Albedo in % |- |RSC0_1 || minimaler Oberflächenwiderstand bei wassergesättigtem Boden im Januar |- |... |- |RSC0_12 || minimaler Oberflächenwiderstand bei wassergesättigtem Boden im Dezember |- |LAI_d1 || Blattflächenindex (LAI) zu Beginn der Vegetationsphase |- |... |- |LAI_d4 || Blattflächenindex (LAI) am Ende der Vegetationsperiode |- |effHeight_d1 || effektive Bewuchshöhe zu Beginn der Vegetationsperiode |- |... |- |effHeight_d4 || effektive Bewuchshöhe am Ende der Vegetationsperiode |- |rootDepth || Wurzeltiefe |- |sealedGrade || Versiegelungsgrad |} *hgeo.par {| style="text-align:left;" ! width="15%" | Kennwert || width="85%" | Beschreibung |- |GID || HydrogeologieID |- |RG1_max || maximale Speicherkapazität des oberen Grundwasserspeichers |- |RG2_max || maximale Speicherkapazität des unteren Grundwasserspeichers |- |RG1_k || Speicherkoeffizient des oberen Grundwasserspeichers |- |RG2_k || Speicherkoeffizient des unteren Grundwasserspeichers |- |} *reach.par {| style="text-align:left;" ! width="15%" | Kennwert || width="85%" | Beschreibung |- |ID || GerinneabschnittsID |- |length || Länge |- |to-reach || ID des unterliegenden Gerinneabschnitts |- |slope || Gefälle |- |rough || Rauhigkeitsbeiwert nach MANNING |- |width || Breite |- |} *soils.par {| style="text-align:left;" ! width="15%" | Kennwert || width="85%" | Beschreibung |- |SID || BodentypID |- |depth || Bodenmächtigkeit |- |kf_min || minimaler Durchlässigkeitsbeiwert |- |depth_min|| Mächtigkeit des Horizonts über dem Horizont mit dem geringsten Durchlässigkeitsbeiwert |- |kf_max || maximaler Durchlässigkeitsbeiwert |- |cap_rise || booleanische Variable, die kapillaren Aufstieg erlaubt (1) oder verbietet (0) |- |aircap || Luftkapazität |- |fc_sum || nutzbare Feldkapazität |- |fc_1 ...22 || nutzbare Feldkapazität je Dezimeter Profiltiefe |- |} *hrus.par Kennwerte der ausgewiesenen hydrologisch homogenen Einheiten (HRUs) {| style="text-align:left;" ! width="15%" | Kennwert || width="85%" | Beschreibung |- |ID || HRU ID |- |x || Rechtswert des Flächenschwerpunktes |- |y || Hochwert des Flächenschwerpunktes |- |elevation || mittlere Höhe |- |area || Fläche |- |type || Entwässerungstyp: HRU entwässert in HRU (2), HRU entwässert in Gerinneabschnitt (3) |- |to_poly || ID der unterliegenden HRU |- |to_reach || ID des angeschlossenen Gerinneabschnitts |- |slope || Hangneigung |- |aspect || Exposition |- |flowlength || Fließlänge |- |soilID || ID Bodenklasse |- |landuseID || ID Landnutzungsklasse |- |hgeoID || ID hydrogeologische Klasse |- |} ---- === Regionalisierung von Klima- und Niederschlagsdaten === ==== Allgemeiner Verfahrensgang ==== '''1. Berechnung der linearen Regression zwischen den täglichen Stationsnesswerten und den Stationshöhen'''. Dabei wird das Bestimmtsheitsmaß (r²) und die Steigung der Regressionsgeraden (b_H) dieser Beziehung berechnet. Es wird angenommen, dass der Messwert (MW) linear von der Geländehöhe (H) abhängt, nach: <math> MW = a_H + b_H \cdot H </math> Die Unbekannten a_H und b_H werden nach der Gaußschen Methode der kleinsten Quadrate bestimmt: <math> b_H = \frac{\sum_{i=1}^{n} (H_i - \overline{H})(MW_i - \overline{MW})}{\sum_{i=1}^{n} (H_i - \overline{H})^2} </math> <math> a_H = \overline{MW} - b_H \cdot \overline{H} </math> Der Korrelationskoeffizient der Regression berechnet sich nach: <math> r = \frac{\sum_{i=1}^{n} (H_i - \overline{H})(MW_i - \overline{MW})}{\sqrt{\sum_{i=1}^{n} (H_i - \overline{H})^2 \cdot \sum_{i=1}^n (MW_i - \overline{MW})^2}} </math> '''2. Bestimmung der n Meßstationen, die der jeweiligen HRU am nächsten liegen'''. Die Zahl n, die während der Parametrisierung des Modells angegeben werden muss, ist von der Dichte des Stationsmessnetzes und der Lage der einzelnen Stationen abhängig. Für jeden Datensatz muss im Vorfeld bestimmt werden, wieviele Stationen (n) zur Regionalisierung herangezogen werden sollen. Weiter ist ein Wichtungsfaktor (pIDW) anzugeben. Anhand der Rechts- und Hochwerte aller Stationen und der Koordinaten der betreffenden HRU werden die n-nächsten Stationen nach folgender Berechnungsvorschrift bestimmt. Der erste Schritt ist die Berechnung der Entfernung (Dist(i)) jeder Stationen zur betrachteten Fläche nach: <math> Dist(i) = \sqrt{(RW_{stat(i)} - RW_{DF})^2 + (HW_{stat(i)} - HW_{DF})^2} </math> mit RW ... Rechtswert der Station i...n, bzw. der HRU (DF) HW ... Hochwert der Station i...n, bzw. der HRU (DF) Aus den so ermittelten Entfernungen werden die n Stationen mit den geringsten Entfernungen zur jeweiligen HRU für die weiteren Berechnungen herangezogen. Die Entfernungen dieser Stationen werden durch Potenzierung mit dem Wichtungsfaktor pIDW zu gewichteten Entfernungen (wDist(i)) umgerechnet. Mit diesem Wichtungsfaktor kann der Einfluss von naheliegenden Stationen verstärkt und der von weiter entfernt liegenden abgeschwächt werden. Gute Ergebnisse werden mit Werten von 2 oder 3 für pIDW erzielt. '''3.''' Mit einem '''Inverse-Distance-Weighted Verfahren (IDW)''' werden die Gewichte der n Stationen in Abhängigkeit von ihrer Entfernung für jede HRU bestimmt. Durch das IDW-Verfahren wird die horizontale Variabilität der Stationsdaten, entsprechend ihrer Lage im Raum, berücksichtigt. Die Berechnung erfolgt nach: <math> W(i) = \frac{\left( \frac{\sum\nolimits^n_{i=1} wDist(i)}{wDist(i)} \right)}{\sum^n_{i=1}\left( \frac{\sum\nolimits^n_{i=1} wDist(i)}{wDist(i)} \right)} </math> '''4. Berechnung des Datenwertes für jede HRU''' mit den Gewichten aus Punkt 3 und einer optionalen Höhenkorrektur, zur Berücksichtigung der vertikalen Variabilität. Die Höhenkorrektur wird nur dann durchgeführt, wenn das unter 1. berechnete Bestimmtheitsmass einen, vom Anwender anzugebenden, Grenzwert übersteigt. Die Berechnung ohne die optionale Höhenkorrektur erfolgt nach: <math> DW_{DF} = \sum^n_{i=1} MW(i) \cdot W(i) </math> Bei Datenwerten, die bekanntermaßen einen Höheneffekt aufweisen, werden die Messwerte bei genügend enger Regressionsbeziehung (r² größer als ein vom Anwender anzugebender Grenzwert) noch zusätzlich höhenkorrigiert. Die Berechnung erfolgt dann nach: <math> DW_{DF} = \sum^n_{i=1} \left( ( \Delta H(i) \cdot b_H + MW(i)) \cdot W(i) \right) </math> mit &Delta;H(i) ... Höhendifferenz zwischen der Station i und der HRU b_H ... Steigung der Regressionsgeraden ==== Spezielle Korrektur- und Berechnungsverfahren für die einzelnen Datensätze ==== '''Niederschlag''' '''''Korrektur des Benetzungs- und Verdunstungsfehlers''''' Die Korrektur des Benetzungs- und Verdunstungsfehlers erfolgt nach Untersuchungen an Hellmann-Niederschlagsmessern von RICHTER (1995). Um eine stetige Korrektur des Fehlers, der aus dem Benetzungs- und Verdunstungsverlust resultiert, zu ermöglichen, wurden für das Modellsystem J2000 logarithmische Funktionen separat für das Sommer- (Mai - Oktober) und Winterhalbjahr (November - April) an die diskreten, tabellierten Werte approximiert. Übersteigt die Niederschlagshöhe den Wert von 9 mm, wird der Benetzungs- und Verdunstungsfehler auf einen konstanten Wert gesetzt. Für Niederschlagshöhen &le;9.0 mm berechnet sich der Benetzungs- und Verdunstungsfehler nach: <math> BV_{Som}= 0.08 \cdot \ln{N} + 0.225 \; \; \; \mathrm{[mm]} </math> <math> BV_{Win}= 0.05 \cdot \ln{N} + 0.13 \; \; \; \mathrm{[mm]} </math> Für Niederschlagshöhen >9.0 mm beträgt der Benetzungs- und Verdunstungsfehler: <math> BV_{Som} = 0.47 \; \; \; \mathrm{[mm]} </math> <math> BV_{Win} = 0.30 \; \; \; \mathrm{[mm]} </math> '''''Korrektur des Windfehlers''''' Die Quantifizierung des zu erwartenden Niederschlagsfehlers erfolgt nach Untersuchnungen von RICHTER (1995) als Funktion der Niederschlagshöhe und der Stationslage. Es wird angenommen, dass sich der relative Windfehler (KR_Wind) für sowohl Regen- als auch Schneeniederschläge deutlich umgekehrt proportional zu den Niederschlagshöhen (P_m) verhält. Die Berechnung erfolgt nach folgenden Gleichungen: <math> KR_{Wind}= \begin{cases} 0.1349 \cdot P_m^{-0.494} & \mathrm{f\ddot{u}r} \; \; T_{mean} > T_{crit} \\ 0.5319 \cdot P_m^{-0.197} & \mathrm{f\ddot{u}r} \; \; T_{mean} \le T_{crit} \end{cases} \; \; \mathrm{[-]} </math> Die Berechnung der um Verdunstungs- und Windfehler korrigierten Niederschlagshöhe erfolgt schließlich nach: <math> P_{korr} = P_m + P_m \cdot KR_{Wind} + BV_{Som}, BV_{Win} \, \, \, \mathrm{[mmd^{-1}]} </math> '''Temperatur''' Das Modellsystem J2000 benötigt Messwerte der Tagesmaximum- und der Tagesminimumtemperatur. Aus diesen Werten wird die mittlere Tagestemperatur (T_mean) als einfaches arithmetisches Mittel berechnet. Die Regionalisierung der punktuellen Messwerte T_min,T_max und T_mean erfolgt nach der oben beschriebenen Vorschrift mit optionaler Höhenkorrektur. '''Windgeschwindigkeit''' Die Windgeschwindigkeit wird vom DWD nicht direkt als Messwert, sondern als Windstärkebeobachtungen (WS) in Beaufort zur Verfügung gestellt. Die Umrechnung der Windstärke in die Windgeschwindigkeit in 2 m Höhe (v₂) [in ms^-1] kann mittels folgender Beziehung durchgeführt werden: <math> v_2 = 0.6 \cdot WS^{1.5} + 0.1 \; \; \; \mathrm{[ms^{-1}]} </math> Diese Umrechnung muss außerhalb des Modellsystems erfolgen, da das J2000 die Windgeschwindigkeit in Meter pro Sekunde erwartet. Die Umrechnung der Windgeschwindigkeit in 2 m Höhe auf andere Höhen, wie sie teilweise während der Verdunstungsberechnung und der Windkorrektur der Niederschläge benötigt wird, erfolgt während der Modellierung nach der Gleichung: <math> v_z = \frac{v_z}{\left( \frac{4.2}{\ln z + 3.5}\right)} \; \; \; \mathrm{[ms^{-1}]} </math> Bei der Interpolation der punktuellen Messwerte auf die Fläche, wird nach dem oben beschriebenen Verfahren vorgegangen. Das Modellsystem erlaubt den Einbezug der optionalen Höhenkorrektur zur Regionalisierung der Windgeschwindigkeit. Diese Option sollte allerdings mit Vorsicht eingesetzt werden, da die Windgeschwindigkeit in hohem Mass von der Stationslage abhängig ist. '''Sonnenscheindauer''' Die tägliche Sonnenscheindauer (S) [in h], wird vom DWD als Messwert zur Verfügung gestellt. Die Interpolation der Stationswerte auf die Fläche erfolgt nach dem oben beschriebenen Verfahren, ohne zusätzliche Berechnungen oder Höhenkorrekturen. '''Relative Feuchte''' Die relative Feuchte (U) [in %] kann vom DWD in Form von Tageswerten bezogen werden. Da sie von zwei Parametern abhängt, dem absoluten Feuchtegehalt und dem maximal möglichen Feuchtegehalt der Luft bei einer bestimmten Temperatur, ist eine direkte Regionalisierung der Messwerte nicht ratsam. Im Regionalisierungsmodul des Modellsystem J2000 wird daher aus der relativen Feuchte und der Temperatur an der Station zuerst die absolute Feuchte (a) [in g cm^-3] berechnet. Diese wird dann regionalisiert und danach wieder in die relative Feuchte zurückgerechnet. Hierfür sind mehrere Berechnungsschritte notwendig, die im Folgenden dargestellt werden. ''Berechnung des Sättigungsdampfdrucks'' Der Sättigungsdampfdruck (e_s(T)) [in hPa] erfolgt nach der Magnus-Formel mit den Koeffizienten von SONNTAG (1994) für die Lufttemperatur (T) [in °C]: <math> e_s(T) = 6.11 \cdot e^{\left( \frac{17.62 \cdot T}{243.12 + T} \right)} \; \; \; \mathrm{[hPa]} </math> ''Berechnung der maximalen Feuchte'' In Abhängigkeit vom Sättigungsdampfdruck (e_s(T)) und der Lufttemperatur (T) berechnet sich die maximale Feuchte (A) nach: <math> A(T) = e_s(T) \cdot \frac{216.7}{T + 273.15} \; \; \; \mathrm{[g cm^{-3}]} </math> ''Berechnung der absoluten Feuchte'' Der tatsächliche Wassergehalt der Luft, die absolute Feuchte (a) [in gcm^-3], ergibt sich aus der maximalen Feuchte (A) [in gcm^-3] und der relativen Feuchte (U) [in %] : <math> a = A \cdot \frac{U}{100} \; \; \; \mathrm{[g cm^{-3}]} </math> Die so berechneten Stationswerte der absoluten Feuchte werden nun nach dem oben beschriebenen Verfahren regionalisiert und danach wieder in die relative Feuchte zurückgerechnet. Der Vorteil dieser etwas aufwendigeren Regionalisierungsmethode liegt, neben ihrem höheren physikalischen Bezug, in der Tatsache begründet, dass die absolute Feuchte im Gegensatz zur relativen Feuchte eine deutliche Höhenabhängigkeit aufweist. Folglich kann der Höheneffekt durch das oben beschriebene Verfahren für die Regionalisierung genutzt werden. Nach der Regionalisierung der absoluten Feuchte erfolgt die Rückrechnung in die relative Feuchte. Anstelle der Temperatur der Station wird aber die zuvor regionalisierte mittlere Lufttemperatur (T_mean) der entsprechenden diskreten Teilfläche gesetzt. ---- === Evapotranspirationsberechnung === Die Berechnung der Bestandverdunstung erfolgt in J2000 nach der Penman-Monteith Gleichung in mehreren Schritten unter Einbeziehung einer Vielzahl von Parametern. Dadurch wird die Berechnung sehr aufwendig und damit zeitintensiv, weshalb sie in den Preprocessing Bereich des Modellsystems ausgelagert wurde. Dies ist möglich, da die meisten Parameter, die in die Berechnung eingehen, aus den Eingangsdaten abgeleitet werden und dadurch als unabhängig von der modellierten Dynamik des Wasserhaushaltes betrachtet werden können. Der einzige Parameter, der in die Berechnung eingeht und erst während der Modellierung bestimmt werden kann, ist die aktuelle Bodenfeuchte. Deren reduzierender Einfluß wird während der Modellierung durch geeignete Reduktionsfunktionen berücksichtigt. Während der Verdunstungsberechnung werden für jeden Zeitschritt (1Tag) zwei Verdunstungswerte ermittelt. Nämlich ein Tages- (Index d) und ein Nachtwert (Index n). Diese Unterscheidung ist notwendig, da sich die Strahlungsbilanz signifikant tags und nachts unterscheidet. Außerdem ist das Verdunstungsverhalten der Vegetation tags und nachts unterschiedlich, da nachts die Stomata der Pflanzen geschlossen sind, wodurch der Oberflächenwiderstand ungleich höher ist als tagsüber. Die Berechnung für den Tag und für die Nacht erfolgt nach folgenden Gleichungen, wobei sich der Gesamtwert der Verdunstung für den jeweiligen Zeitschritt dann als Summe dieser beiden Werte ergibt. <math> ETP_d = \frac{1}{L_d} \cdot{ \frac{s_d \cdot {(R_{N_d} - G_d)}+ \rho \cdot{c_P} \cdot\frac{e_{s_d} - e_d}{r_a}}{s_d + \gamma _d \cdot{\left(1+ \frac{r_{s_d}}{r_a} \right)}}} \cdot{\left(\frac{S_0}{24} \right)}</math> <math>ETP_n = \frac{1}{L_n} \cdot{ \frac{s_n \cdot {(R_{N_n} - G_n)}+ \rho \cdot{c_P} \cdot\frac{e_{s_n} - e_n}{r_a}}{s_n + \gamma _n \cdot{\left(1+ \frac{r_{s_n}}{r_a} \right)}}} \cdot{\left(1- \frac{S_0}{24} \right)}</math> mit: L_d,n ... Latente Verdunstungswärme [Wm^-2] pro [mmd^-1] s_d,n ... Steigung der Dampfdruckkurve [hPaK^-1] R_{N _d,n} ... Nettostrahlung [Wm^-2] G_d,n ... Bodenwärmestrom [Wm^-2] &rho; ... Dichte der Luft [kgm^-3] c_p ... Spezifische Wärmekapazität der der Luft bei konstantem Druck [Jkg^-1K^-1] e_{s_d,n} ... Sättigungsdampfdruck [hPa] e_d,n ... Dampfdruck [hPa] r_a ... Aerodynamischer Widerstand der Bodenbedeckung [sm^-1] &gamma; _d,n ... Psychrometerkonstante [hPaK^-1] r_{s_d,n} ... Oberflächenwiderstand der Bodenbeckung [sm^-1] S₀ ... Astronomisch mögliche Sonnenscheindauer [h] Die '''Lufttemperaturen''' (T_d und T_n), die für die Berechnung der Strahlungsbilanz nötig werden, werden aus den Messwerten der Minimum- und Maximumtemperaturen und dem Tagesmittelwert abgeleitet: <math> T_d = \frac{T_{max} + T_{mean}}{2} \, \, \, \mathrm{[C]} </math> <math> T_n = \frac{T_{min} + T_{mean}}{2} \, \, \, \mathrm{[C]} </math> Die '''latente Verdunstungswärme''' (L) berechnet sich näherungsweise nach: <math>L_d = 28.9 - 0.028 \cdot{T_d}</math> ::::::::<math> \left[\frac{W}{m^2} \, \mbox{pro} \, \frac{\mathrm{mm}}{\mathrm{d}}\right]</math> <math>L_n = 28.9 - 0.028 \cdot{T_n}</math> Der '''Sättigungsdampfdruck''' (e_s(T)) der Luft bei der Temperatur (T) wird nach der Magnus-Formel mit den Koeffizienten nach Sonntag berechnet: <math>e_s (T)_d = 6.11 \cdot e^{\frac{17.62 \cdot{T_d}}{243.12 + T_d}} \, \, \, \mathrm{[hPa]}</math> <math>e_s (T)_n = 6.11 \cdot e^{\frac{17.62 \cdot{T_n}}{243.12 + T_n}} \, \, \, \mathrm{[hPa]}</math> Der '''tatsächliche Dampfdruck''' (e) ergibt sich aus dem Sättigungsdampfdruck und der relativen Luftfeuchte (U in [%]) nach: <math>e_d=e_s(T)_d \cdot \frac{U}{100} \, \, \, \mathrm{[hPa]}</math> <math>e_d=e_s(T)_d \cdot \frac{U}{100} \, \, \, \mathrm{[hPa]}</math> Aus dem Sättigungsdampfdruck (e_s(T)) und der Lufttemperatur (T) berechnet sich die '''Steigung der Sättigungsdampfdruckkurve''' (s) nach <math> s_d= e_s(T)_d \cdot \left( \frac{4284}{(243.12+T_d)^2} \right)</math> ::::::::::::<math> \left [ \frac{\mathrm{hPa}}{\mathrm{K}} \right]</math> <math> s_n= e_s(T)_n \cdot \left( \frac{4284}{(243.12+T_n)^2} \right)</math> Der '''Luftdruck''' (p) in der Höhe (z) wird aus der umgestellten barometrischen Höhenformel ermittelt: <math>p_{z_d}=p_0 \cdot e^{- \left( \frac {g}{R \cdot Tabs_d} \cdot z \right)} \, \, \, \mathrm{[hPa]}</math> <math>p_{z_n}=p_0 \cdot e^{- \left( \frac {g}{R \cdot Tabs_n} \cdot z \right)} \, \, \, \mathrm{[hPa]}</math> mit: p₀ ... Luftdruck auf Meeresniveau (= 1013) [hPa] g ... Erdbeschleunigung (= 9.811) [ms^-1] R ... Gaskonstante (= 8314.3) [Jkmol^-1K^-1] Tabs ... absolute Lufttemperatur [K] Die '''Psychrometerkonstante''' (&gamma;) ergibt sich nach: <math> \gamma_d = \frac{c_P \cdot p_d}{0.622 \cdot L_d \cdot 86400} </math> ::::::::::<math> \left[ \frac{\mathrm{hPa}}{\mathrm{K}} \right]</math> <math> \gamma_n = \frac{c_P \cdot p_n}{0.622 \cdot L_n \cdot 86400} </math> wobei 0.6322 das Verhältnis der Molgewichte von Wasserdampf und trockener Luft ist. '''Berechnung der Strahlungsbilanz''' Die Energie, die für die Verdunstung benötigt wird, wird durch die Strahlung bereitgestellt. Zur Berechnung der Energiemenge, die aus den einzelnen Energiebilanzgliedern resultiert, muss die Strahlungsbilanz für jeden Tag bestimmt werden. Die Energieströme, die zur Strahlungsbilanz beitragen, sind: die extraterrestrische Einstrahlung, die Globalstrahlung, die atmosphärische Gegenstrahlung, die langwellige Ausstrahlung sowie der Bodenwärmestrom. Die '''extraterrestrische Strahlung''' (R₀) berechnet sich in Abhängigkeit von der geographischen Breite und dem Jahresgang des Einstrahlungswinkels (Deklination) der Sonne nach: <math>R_0= \frac {1}{8.64} \cdot \left[245 \cdot (9.9 + 7.08 \cdot \sin{\zeta})+0.18 \cdot (\phi - 51) \cdot (\sin{\zeta} - 1) \right] \, \, \, \left[\frac{\mathrm{W}}{\mathrm{m^2}} \right] </math> mit dem Winkel ''&zeta;'' und dem Faktor (1/8.64) zur Umrechnung von Jcm^-2 auf Wm^-2, sowie der geographischen Breite &phi; in Grad. Die '''Globalstrahlung''' (R_G) wird aus der extraterrestrischen Strahlung R₀ und der Bewölkung errechnet. Der Bewölkungsgrad wird hierbei aus dem Verhältnis der gemessenen Sonnenscheindauer zur astronomisch möglichen Sonnenscheindauer bei unbedecktem Himmel (S₀) unter Zuhilfenahme einer empirischen Beziehung nach der Formel von &Aring;ngström appoximiert. R_G berechnet sich nach: <math> R_G = R_0 \cdot \left( a + b \cdot \frac{S}{S_0} \right) \, \, \, \left[ \frac{\mathrm{W}}{\mathrm{m^2}} \right] </math> Die Berechnung der '''astronomisch möglichen Sonnenscheindauer''' (S₀) im Jahresgang erfolgt in Abhängigkeit von der geographischen Breite nach: <math> S_0 = 12.3 + \sin{ \zeta} \cdot \left( 4.3 + \frac{\phi -51}{6} \right) \, \, \, \mathrm{[h]} </math> mit &zeta; = 0.0172*JT - 1.39 JT ... Julianische Tageszählung [1...365;366] &phi; ... Geographische Breite Die langwellige Ausstrahlung der Erdoberfläche und die atmosphärische Gegenstrahlung werden gemeinsam als '''effektive langwellige Ausstrahlung''' (R_L) berechnet. In die Berechnung gehen die Schwarzkörperstrahlung nach Boltzmann, der Bewölkungsgrad und eine empirische Funktion des Wasserdampfgehaltes der Luft ein: <math> R_{L_d} = \sigma \cdot T_{abs_d}^4 \cdot \left( 0.1 + 0.9 \cdot \frac{S}{S_0} \right) \cdot \left( 0.34 - 0.044 \cdot \sqrt{e_d} \right) </math> ::::::::::::::::::::<math>\left[ \frac{\mathrm{W}}{\mathrm{m^2}} \right] </math> <math> R_{L_n} = \sigma \cdot T_{abs_n}^4 \cdot \left( 0.1 + 0.9 \cdot \frac{S}{S_0} \right) \cdot \left( 0.34 - 0.044 \cdot \sqrt{e_n} \right) </math> mit &sigma; ... Stefan-Boltzmann-Konstante (=5.67*10-8) [Wm^-2K^-4] T_{abs_d,n} ... absolute Lufttemperatur [K] e_d,n ... Dampfdruck der Luft [hPa] Aus der, mit der Albedo (&alpha;) der jeweiligen Landnutzungsart reduzierten, Globalstrahlung (R_G) und der effektiven langwelligen Ausstrahlung (R_L) ergibt sich die '''Nettostrahlung''' nach: <math> R_{N_d} = (1- \alpha) \cdot R_G - R_{L_d} </math> ::::::::::<math> \left[ \frac{\mathrm{W}}{\mathrm{m^2}} \right] </math> <math> R_{N_n} = 0 - R_{L_n} </math> Der '''Bodenwärmestrom''' (G) wird schließlich nach der sehr stark vereinfachten Beziehung: <math> G_d = 0.2 \cdot R_{N_d} </math> ::::::<math> \left[ \frac{\mathrm{W}}{\mathrm{m^2}} \right] </math> <math> G_d = 0.2 \cdot R_{N_n} </math> berechnet. '''Berechnung bestandsspezifischer Parameter''' Der Einfluss verschiedener Vegetationsformen auf die Verdunstung wird im Penman-Monteith-Ansatz durch zwei verschiedne Widerstände berücksichtigt, dem Oberflächenwiderstand (r_s) und dem aerodynamischen Widerstand (r_a). Für die Berechnung der Widerstände werden landnutzungsspezifische Parameter benötigt. Im einzelnen sind dies: der Blattflächenindex LAI, die effektive Bewuchshöhe (eff.Bh.), und die Oberflächenwiderstände bei Wassersättigung. Deren Werte sind für verschiedene Bodenbedeckungsklassen in folgender Tabelle dargestellt: [[Bild:Tabelle.jpg|thumbnail|center|Landnutzungsparameter verschiedener Bodenbedeckungsklassen]] Weiterhin sind die bestandsspezifischen Albedowerte enthalten, die bei der Berechnung der Strahlungsbilanz eingesetzt werden. Der Blattflächenindex und die effektive Bewuchshöhe sind in Form von markanten Stellen (d₁...d₄) des Jahresgangs dargestellt. Die Punkte repräsentieren den Beginn der Vegetationsphase (d₁), das Erreichen der maximalen Ausprägung oder Vollreife (d₂), die Vollreifephase bis zum Punkt d₃ und dann die Abnahme bis zum Ende der Vegetationsperiode (d₄). Die einzelnen Punkte werden durch die julianischen Tageswerte (d₁ = 110, d₂ = 150, d₃ = 250, d₄ = 280) für Gebiete in ca. 400m Höhe repräsentiert. Für andere Höhen (z) werden diese Punkte nach folgender empirischen Beziehung approximiert: <math> d_1(z)=d_1(400)+0.025 \cdot (z-400) </math> <math> d_2(z)=d_2(400)+0.025 \cdot (z-400) </math> <math> d_3(z)=d_3(400)+0.025 \cdot (z-400) </math> <math> d_4(z)=d_4(400)+0.025 \cdot (z-400) </math> Die Werte zwischen den einzelnen Punkten werden linear interpoliert. Der '''aerodynamische Widerstand''' (ra) der jeweiligen Landnutzungsart lässt sich nach folgender Gleichung berechnen: <math> ra = \frac{4.72 \cdot \left( \ln{ \left( \frac{z_m}{z_0} \right)} \right)^2}{1 + 0.54 \cdot v_2} \, \, \, \left[ \frac{\mathrm{s}}{\mathrm{m}} \right]</math> mit z_m ... Messhöhe der Windgeschwindigkeit (=2 m) [m] z₀ ... aerodynamische Rauhigkeitslänge (&asymp; 0.125*effektive Bewuchshöhe) [m] v₂ ... Windgeschwindigkeit in 2 m Höhe [ms^-1] Für effektive Bewuchshöhen von gleich oder mehr als 10 m berechnet sich die aerodynamische Widerstand vereinfacht nach: <math> ra = \frac{64}{1 + 0.54 \cdot v_2} \, \, \, \left[ \frac{\mathrm{s}}{\mathrm{m}} \right]</math> Der '''Oberflächenwiderstand''' der jeweiligen Nutzungsart berechnet sich nach: <math> rs_d = \left( \frac{1-A}{rsc} + \frac{A}{rss} \right)^{-1} \, \, \, \left[ \frac{\mathrm{s}}{\mathrm{m}} \right] </math> <math> rs_n = \left( \frac{LAI}{2500} + \frac{1}{rss} \right)^{-1} \, \, \, \left[ \frac{\mathrm{s}}{\mathrm{m}} \right] </math> mit rsc ... Oberflächenwiderstand [sm^-1] A ... 0.7^LAI [-] rss ... Oberflächenwiderstand von unbewachsenem Boden [sm^-1] '''Spezifische Anpassung der Verdunstung während der Modellierung''' Weiterhin haben '''Hangneigung und Exposition''' einen signifikanten Einfluss aud die Höhe der Verdunstung und werden deshalb durch folgenden Korrekturfaktor berücksichtigt: <math> Korr_{ETP} = (0.01605 \cdot \sin{( \delta -90)} - 0.00025 ) \cdot \alpha + 1 </math> mit &delta; ... Exposition von Nord in Grad &alpha; ... Hangneigung in Grad Mit diesem Korrekturfaktor berechnet sich die '''Verdunstung von geneigten Flächen''' (ETP') nach: <math> ETP' = ETP \cdot Korr_{ETP} \, \, \, \mathrm{[mmd^{-1}]} </math> Zur '''Berücksichtung der aktuellen Bodenfeuchte''' finden entsprechende Korrekturfunktionen Anwendung. Es liegt der Gedanke zugrunde, dass die Vegetation nur bis zu einem bestimmten Wassergehalt des Bodens mit der potentiellen Verdunstungsrate transpirieren kann. Nach Unterschreiten dieses Wassergehaltes nimmt die reale Verdunstung im Verhältnis zur potentiellen Verdunstung ab, bis sie bei Erreichen des permanenten Welkepunktes Null wird. Zur Reduktion stehen in J2000 eine lineare Funktion mit dem Eichkoeffizienten ''linear_reduc'' und ein nicht lineares Verfahren mit dem Eichkoeffizienten ''poly_reduc'' zur Verfügung: <math> f(\Theta)= \begin{cases} \left( \frac{\Theta MPS}{linear_-reduc} \right) & \mathrm{f\ddot{u}r} \, \, \, linear_-reduc < \Theta MPS \\ \, \, \, 1 & \mathrm{sonst} \end{cases} \, \, \, [-] </math> <math> f(\Theta) = 10^{\left(-10 \cdot (1-sat)^{poly_-reduc} \right)} \, \, \, [-]</math> Mit der linearen Funktion wird angenommen, dass die aktuelle ETP der potentiellen ETP entspricht, so lange die relative MPS-Sättigung größer oder gleich dem ''linear_reduc'' ist. Fällt die relative MPS_Sättigung unter den ''linear_reduc'', so sinkt der Reduktionsfaktor f(&Theta;) linear. Somit stellt ''linear_reduc'' einen vom Anwender zu bestimmenden Grenzwert dar und kann Werte von 0 bis 1 annehmen. Im Gegensatz dazu kann der Eichkoeffizient ''poly_reduc'' alle Werte zwischen Null und Unendlich annehmen. Bei einem kleinen Wert von ''poly_reduc'' wird der Reduktionsfaktor auch bei einer hohen MPS-Sättigung stark verringert. Werden die Werte von ''poly_reduc'' größer, so erfährt die potentielle ETP zunächst eine geringe Reduktion. Bei abnehmender MPS-Sättigung erfolgt eine nahezu sprunghafte, größere Reduktion. Mit dem Wert der Korrekturfunktion wird in Abhängigkeit vom aktuellen Wassergehaltes des Bodens aus der potentiellen Verdunstung (ETP') die reale Verdunstung nach folgender Gleichung berechnet: <math> ETR = f(\Theta) \cdot ETP' \, \, \, \mathrm{[mm d^{-1}]} </math> ---- === Interzeptionsmodul === Das Interzeptionsmodul dient der Berechnung der Bestandniederschläge aus den Freilandniederschlägen in Abhängigkeit von der jeweiligen Vegetationsbedeckung und deren Ausprägung im Jahresgang. Durch die Interzeption wird der Freilandniederschlag um den Interzeptionsteil auf den Bestandsniederschlag reduziert. Bestandsniederschlag tritt demzufolge nur auf, wenn die maximale Interzeptionsspeicherkapazität der Vegetation erschöpft ist. Der Überschuss wird dann als durchfallender Niederschlag an das folgende Modul weitergegeben. Die maximale Interzeptionskapatät (Int _max) wird in J2000 nach folgender Formel berechnet: <math>Int_{max} = \alpha \cdot{LAI} \, \, \, \mathrm{[mm]}</math> mit &alpha; ... Speicherkapazität pro m² Blattfläche in Abhängigkeit von der Art des Niederschlages [mm] LAI ... Blattflächenindex der betreffenden Landnutzungsklasse [-] Der Parameter &alpha; besitzt je nach Ausprägung des Art des interzeptierten Niederschlags (Regen oder Schnee) eine unterschiedliche Ausprägung, da die die maximale Interzeptionskapazität von Schnee deutlich über der von flüssigem Niederschlag liegt. Der Blattflächenindex für die einzelnen Vegetationsarten im Jahresgang wird mit dem bereits vorgestellten Verfahren für jeden Tag der Zeitreihe berechnet. Die Entleerung des Interzeptionsspeichers erfolgt ausschließlich über Verdunstung. Ein Sonderfall tritt auf, wenn sich die Ausprägung des Parameters &alpha; aufgrund der Lufttemperatur von Schnee auf Regen ändert. Dies führt zur sprunghaften Herabsetzung der maximalen Interzeptionsspeicherkapazität. Eventueller Überschuss wird als abtropfender Niederschlag an das anschließende Modul weitergegeben. ---- === Schneemodul === Die Schneeentwicklung ist im Schneemodul des J2000 in 3 Phasen untergliedert: die Schneeakumulation, die Metamorphose und die Schneeschmelze. Zur Berechnung der täglichen Akkumulationsrate (Acc) wird zunächst anhand der Lufttemperatur bestimmt, wie hoch der Schneeanteil am Gesamtniederschlag ist. Zur Bestimmung des Anteils wird angenommen, daß bei Unterschreiten einer bestimmten Grenztemperatur der gesamte Niederschlag als Schnee fällt und bei Überschreiten einer zweiten Grenztemperatur der gesamte Niederschlag als Regen fällt. Im Bereich zwischen diesen Grenztemperaturen treten Mischniederschläge auf. Zur Bestimmung der Grenztemperaturen und damit der Breite des Übergangsbereiches muß ein Temperaturwert (Trs in °C) angegeben werden, der der Temperatur entspricht, bei der 50% des Niederschlages als Schnee und 50% als Regen fallen. Zusätzlich muß ein Parameter Trans (in K) bestimmt werden, der der halben Breite des Übergangsbereiches entspricht. Der tatsächliche Schneeanteil (p(s)) am Tagesniederschlag in Abhängigkeit von der Lufttemperatur (T) berechnet sich dabei nach: <math> p(s) = \frac{TRS + Trans - T}{2 \cdot Trans} \, \, \, \mathrm{[mm]}</math> Die tägliche Schneemenge (N_s) bzw. Regenmenge (N_r) ergibt sich nach: <math> N_s = N \cdot p(s) \, \, \, \mathrm{[mm]}</math> <math> N_r = N \cdot (1-p(s)) \, \, \, \mathrm{[mm]} </math> Das so berechnete tägliche Schneewasseräquivalent wird dem Festspeicher (SWCdry) zugeschlagen. Ist p(s) kleiner 1.0, wird der resultierende Regenanteil zum Flüssigspeicher addiert. Die resultierende Schneehöhenänderung berechnet sich unter Zuhilfenahme der Dichte von Neuschnee (&rho;_new) aus: <math> \Delta SH = \frac{N_s}{\rho_{new}} \, \, \, \mathrm{[mm]} </math> Mit dem Kälteinhalt der Schneedecke werden die thermischen Verhältnisse unter der Schneedecke im Zusammenhang mit der Schneeschmelze berücksichtigt. Da durch negative isothermische Verhältnisse unter der Schneedecke geschmolzenes Wasser gleich wieder gefriert und somit der weitere Abfluss verhindert wird, muss der Kälteinhalt erst den Wert Null erreichen, damit die Schneeschmelze einsetzen kann. Demnach erhöhen negative Temperaturen den Kälteinhalt und positive Temperaturen verringern ihn. Die Berechnung des Kälteinhaltes (CC) ergibt sich aus dem Produkt der Lufttemperatur mit einem Kalibrierungsparameter (coldContFac): <math> CC = coldContFac \cdot T \, \, \, \mathrm{[mm]} </math> Die Schneedecke ist in der Lage, bis zu einer gewissen Grenzdichte (critDens) freies Wasser (liquidWater) in ihren Poren zu speichern. Diese Speicherfähigkeit geht bei Erreichen eines bestimmten Anteils von freiem Wasser im Verhältnis zum Gesamtschneewasseräquivalent (zwischen 40% und 45)% nahezu vollkommen und irreversibel verloren. Dies wird bei der Modellierung durch die Berechnung eines maximalen Wassergehaltes (WS_max) der Schneedecke berücksichtigt: <math> WS_{max} = critDens \cdot snowDepth \, \, \, \mathrm{[mm]}</math> Die kritische Grenzdichte (critDens) ist dabei vom Anwender anzugeben. Das in der Schneedecke gespeicherte Wasser, das diesen Grenzwert überschreitet, kommt zum Abfluß: <math> SMR = \left( 1- e^{(1-(\frac{critDens}{totDens}))^4} \right) \, \, \, \mathrm{[mm]} </math> Das resultierende Schmelzwasser (SMR) geht als Eingabewert in das sich anschließende Bodenmodul ein. Die Dichte der Schneedecke verharrt dabei auf der kritischen Grenzdichte, bis sie entweder vollkommen abgetaut ist oder durch erneutes Auftreten von Schneefall wieder in die Akkumulationsphase übergeht. Für die Berechnung der potentiellen Schmelzrate stehen in J2000 zwei Verfahren zur Verfügung: Ein einfaches Verfahren nutzt den engen Zusammenhang zwischen der Lufttemperatur und der Schneeschmelzintensität. Die potentielle Schneeschmelzrate (potMR) berechnet sich aus der Lufttemperatur, dem Grad-Tag-Faktor (ddf = day degree factor) und der totalen Schneedichte (totSnowDens): <math> potMR = ddf \cdot totSnowDens \cdot T \, \, \, \mathrm{[mm]} </math> Dabei stellt der Grad-Tag-Faktor einen empirisch ermittelten Abtaukoeffizienten dar. Alternativ zur genannten Berechnungsformel kann die potentielle Schneeschmelzrate auch durch einen komplexeren Ansatz berechnet werden. In dieser Berechnung werden neben der Niederschlagsmenge (P in mm) und der Lufttemperatur zusätzliche Energieflüsse (Luft-, Niederschlags- und Bodentemperatur) berücksichtigt. Da die benötigten Eingabedaten für diesen Ansatz (z.B. Niederschlagsintensität, Schmelzwärme von Schnee, Windgeschwindigkeit) oft nicht zur Verfügung stehen, müssen diese geeicht werden. Die daraus resultierende, vereinfachte Gleichung beinhaltet nun neben den Temperatur- und Niederschlagsdaten nur noch die empirisch zu ermittelten Kalibrierungsfaktoren ''r_factor'', ''g_factor'' und ''t_factor''. <math> potMR = t_-factor \cdot T + r_-factor \cdot P + g_-factor \, \, \, \mathrm{[mm]} </math> ---- === Bodenwassermodul === Das Bodenmodul gliedert sich in Prozess- (Infiltration, Evapotranspiration) und Speichereinheiten (Mittelporenspeicher (Middle Pore Storage = MPS), Grobporenspeicher (Large Pore Storage = LPS), Muldenrückhalt). Zunächst wird mit Hilfe einer empirischen Methode die Infiltrationskapazität in Abhängigkeit der Wassersättigung im Boden und einer maximalen Infiltrationsrate abgeschätzt. Die maximale Infiltrationsrate fungiert als Grenzwert, bei dessen Überschreitung das überschüssige Wasser im Muldenrückhalt zwischengespeichert oder dem direkten Oberflächenabfluss zugeführt wird. Als maximaler Muldenrückhalt (maxDepStor) wird die Wassermenge verstanden, die in Oberflächendepressionen maximal zurückgehalten werden kann. Der Muldenrückhalt ist weiterhin von der Oberflächenstruktur sowie vom Gefälle abhängig und halbiert sich bei einer Geländeneigung, die größer als 5% ist. Das Niederschlagswasser, welches nicht infiltriert oder im Muldenrückhalt zwischengespeichert wird, fließt als Oberflächenabfluss ab. Zur Berechnung der Infiltration (Inf) dient im J2000 eine empirische Berechnungsmethode. Dazu wird eine vom Anwender definierte maximale Infiltrationsrate (maxINF in mm/d) in Abhängigkeit des relativen Sättigungsdefizits des Bodens (1 - soil_sat) betrachtet: <math> Inf = (1-soil_{sat}) \cdot maxINF \, \, \, \mathrm{[mm/d]}</math> Dabei erfolgt die Berechnung der relativen Sättigung des Bodens nach: <math> soil_{sat} = \frac{(MPS_{act} + LPS_{act})}{(MPS_{max} + LPS_{max})} \, \, \, [-]</math> mit MPS_act, MPS_max ... aktuelle, maximale Füllung des Mittelporenspeichers LPS_act, LPS_max ... aktuelle, maximale Füllung des Grobporenspeichers Für die Bestimmung der maximalen Infiltrationsrate werden drei Infiltrationsszenarien berücksichtigt. Die Einstellung der vom Anwender bestimmten maximalen Infiltrationsrate (maxINF) mit dem Parameter ''Inf_winter'' stellt den Normalfall der Infiltration für das Winterhalbjahr dar. Zusätzlich dazu werden die besonderen Infiltrationsbedingungen für die im Sommerhalbjahr auftretenden konvektiven Niederschläge mit kurzer Dauer und hoher Intensität durch den Parameter ''Inf_summer'' berücksichtigt. Zusätzlich wird mit der Einstellung des Parameters ''Inf_snow'' versucht, dem Zustand verminderter Infiltration durch teilweisen oder vollständig gefrorenen Boden bei Schneebedeckung gerecht zu werden. Ist dabei die zu infiltrierende Wassermenge größer als die vom Anwender festgelegte maximale Infiltrationsrate (maxINF), wird das überschüssige Wasser im Muldenrückhalt zwischengespeichert oder fließt oberflächig ab. Die Infiltration wird weiterhin durch den Versiegelungsgrad der Oberfläche beeinflusst. Bei einem Versiegelungsgrad mit mehr als 80% (impervious areas IP>80) versickert nur noch 25% des Niederschlages, bei einem Versiegelungsgrad mit weniger als 80% (impervious areas IP<80) versickert 60% des Niederschlags. Der infiltrierte Niederschlag wird nun zwischen dem Mittelporenspeicher und dem Grobporenspeicher aufgeteilt, wobei hier das Sättigungsdefizit des MPS ausschlaggebend ist. Der Zufluss in den MPS (MPS_in) ergibt sich in Abhängigkeit seines relativen Speicherinhaltes (&Theta;MPS) aus dem infiltrierten Niederschlag (Inf) sowie einen vom Anwender definierten Kalibrierungskoeffizienten (Dist coef) und wird nach folgender Gleichung berechnet: <math> MPS_{in} = Inf \cdot \left( 1-e^{(\frac{-1 \cdot Dist coef}{\Theta MPS})} \right) \, \, \, \mathrm{[mm]} </math> Der infiltrierte Anteil des Niederschlagswassers, welcher nicht in vom MPS aufgenommen wird, gelangt in den Grobporenspeicher (LPS_in): <math> LPS_{in} = Inf - MPS_{in} \, \, \, \mathrm{[mm]} </math> Der Wertebereich des Kalibrierungskoeffizienten liegt zwischen Null, so dass kein Wasser in den MPS gelangt, und Unendlich. Der Austrag aus dem MPS erfolgt ausschließlich über die Evapotranspiration (ETP), welche aus der aktuellen Speicherfüllung des MPS und der potentiellen ETP berechnet wird (siehe Evapotranspirationsberechnung). Die vertikale (Perkolation) und laterale (Zwischenabfluss) Wasserbewegung im Boden findet ausschließlich in den LPS statt und ist somit vom Anteil der Grobporen abhängig. Zunächst ist der gesamte Ausfluss aus den LPS (LPSout) zu berechnen, der sich schließlich auf die beiden genannten Abflusskomponenten aufteilt. Dieser wird in Abhängigkeit der relativen Sättigung des Bodens (soilsat), des aktuellen Grobspeicherinhaltes (LPSact) und einem Kalibrierungskoeffizienten (LPSout) berechnet. <math> LPS_{out} = (soil_{sat})^{LPSout} \cdot LPS_{act} \, \, \, \mathrm{[mm]} </math> Die anschließende Verteilung des LPS-Ausflusses in die vertikale und laterale (inter) Fließrichtung erfolgt in Abhängigkeit der Hangneigung und eines anwenderspezifischen Kalibrierungsfaktors (LatVertDist), Werte zwischen 0 und plus unendlich annehmen kann. <math> perc = LPS_{out} \cdot (1- \tan{(Hangneigung)} \cdot LatVertDist) \, \, \, \mathrm{[mm]} </math> <math> inter = LPS_{out} \cdot (\tan{(Hangneigung)} \cdot LatVertDist) \, \, \, \mathrm{[mm]} </math> Die Perkolationsrate kann durch eine vom Anwender bestimmte maximale, absolute, tägliche Perkolationsrate (maxPerc) begrenzt werden. Bei Überschreitung der maximalen Perkolationsrate wird das überschüssige Wasser dem Zwischenabfluss zugeführt. Die maximale Perkolationsrate ergibt sich aus der hydraulischen Durchlässigkeit und den Anteil an Grob- sowie Makroporen und kann nur vage abgeschätzt werden. Auch das Wasser, welches sich nach einem Zeitschritt im LPS befindet, kann unter Berücksichtigung des aktuellen LPS-Speicherinhaltes (LPSact), der relativen Sättigung des MPS (&Theta;MPS) und dem Kalibrierungskoeffizienten ''Diff coef'' in den MPS diffundieren (LPS2MPS): <math> LPS2MPS = LPS_{act} \cdot \left( 1-e^{(\frac{-Diffcoef}{\Theta MPS})} \right) \, \, \, \mathrm{[mm]} </math> Der Kalabrationsparameter ''Dist coef'' hat ebenfalls einen theoretischen Wertebereich von 0 bis plus unendlich, wobei bei einem Wert von 0 keine Diffusion erfolgt und bei überschreiten des Wertes 5 nahezu das gesamte in den Grobporen verbliebene Wasser in den MPS diffundiert. Während die Perkolation durch die maximale Perkolationsrate begrenzt wird, kann der Austrag über den direkten Abfluss (RD1) und den Zwischenabfluss (RD2) durch vom Anwender definierte Rückhaltekoeffizienten (recRD1, recRD2) abgebremst werden: <math> Abfluss = \frac{1}{rec} \cdot Abflusskomponente \, \, \, \mathrm{[mm]}</math> Erhält ''recRD1'' bzw. ''recRD2'' einen größeren Wert als 1, so stellt dies eine Verringerung des Abflusses dar und das überschüssige Wasser verweilt bis zum nächsten Zeitschritt in den jeweiligen Speichern. Äquivalent dazu verstärkt ein kleiner Wert für k den Abfluss. ---- === Grundwassermodul === Das Modellkonzept des Grundwassermoduls in J2000 ermöglicht, unter Berücksichtigung der unterschiedlichen Speicher- und Abflussverhalten, die Betrachtung des Grundwasserabflusses aller im Einzugsgebiet vorkommenden geologischen Formationen. In den einzelnen geologischen Einheiten wird zwischen dem oberen Grundwasserspeicher (RG1) im lockeren Verwitterungsmaterial mit hoher Durchlässigkeit und dem unteren Grundwasserspeicher (RG2) in Rissen und Klüften des Grundgesteins unterschieden. Es werden dementsprechend zwei Basisabflusskomponenten generiert, eine schnelle aus dem oberen Grundwasserspeicher und eine langsame aus dem unteren Grundwasserspeicher. Die Füllung der Grundwasserspeicher erfolgt aus der vertikalen Ablusskomponente des Bodenmoduls, die Entleerung kann durch die lateralen unterirdischen Abflusskomponenten und kapillaren Aufstieg in die ungesättigte Zone erfolgen. Die Parametrisierung der Grundwasserspeicher erfolgt mit der Bestimmung der maximalen Speicherkapazität des oberen (maxRG1) und des unteren Grundwasserspeichers (maxRG2) sowie jeweils eines Rückhaltekoeffizienten für die beiden Speicher, (recRG1) und (recRG2). Beide Parameter sind für jede geologische Einheit seperat zu bestimmen. Die maximale Speicherkapazität ergibt sich aus dem Produkt des Hohlraumanteils und der Mächtigkeit des einzelnen Speichers pro m² Einheitsfläche. Die Berechnung der Wasserabgabe erfolt in Abhängigkeit der aktuellen Speicherfüllungen in Form einer linearen Auslauffunktion. Die Speicherrückhaltekoeffizienten, welche als Verweilzeiten des Wassers im betrachteten Speicher zu verstehen sind, gehen als Faktor des aktuellen Speicherinhaltes (actRG1 und actRG2) in die Berechnung des Grundwasserausflusses (outRG1 und outRG2) wie folgt ein: <math>out RG1 = \frac{1}{gwRG1Fact \cdot{recRG1}} \cdot{actRG1} \, \, \, \mathrm{[mm]}</math> <math>out RG2 = \frac{1}{gwRG2Fact \cdot{recRG2}} \cdot{actRG2} \, \, \, \mathrm{[mm]}</math> Um der Abflussdynamik der Grundwasserspeicher im Einzugsgebiet gerecht zu werden, können die Grundwasserabflüsse outRG1 und outRG2 mit den Kalibrationsparametern ''gwRG1Fact'' bzw. ''gwRG2Fact'' für jeweils den oberen und unteren Grundwasserspeicher multipliziert werden. Die gegebenen Parametereinstellungen dieser Faktoren belaufen sich auf einen Wert von eins, wobei der Wert nicht kleiner als Null sein dürfen. Prinzipiell erfolgt der Abfluss aus den Grundwasserspeichern bei einem kleinen Faktor schneller und bei einem großen Faktor verzögert. Zur weiteren Anpassung an das Einzugsgebiet ist der Eichkoeffizient ''gwRG1RG2dist'' einzustellen. Er beeinflusst unter Berücksichtigung der Hangneigung die Verteilung des Perkolationswassers vom Bodenmodul (perc) auf die beiden Grundwasserspeicher für jede Hydrologisch Homogene Einheit. Der Kalibrationsparameter ''distRG1RG2'' geht als Exponent in die Berechung des Grundwasserzuflusses (inRG1 und inRG2) ein: <math>inRG1 = perc \cdot{(1 - ( 1 - \tan{(Hangneigung)))}} \cdot{gwRG1RG2dist} \, \, \, \mathrm{[mm]}</math> <math>inRG2 = perc \cdot{(1- \tan{(Hangneigung)})} \cdot{gwRG1RG2dist} \, \, \, \mathrm{[mm]}</math> Zusätzlich zu den genannten Parametern hat in ebenen Gebieten mit sehr hohen Grundwasserständen, z.B. in ausgedehnten Auen, der kapillare Aufstieg des Grundwassers (GW2MPS) einen deutlichen Einfluss auf die Bodenspeicherfüllung. Um dieser Tatsache gerecht zu werden, wird der noch freie Mittelporenspeicher (deltaMPS), welcher sich aus der Differenz des maximalen Mittelporenspeichers mit dem aktuellen Mittelporenspeichervolumen ergibt, mit einem empirisch ermittelten Faktor multipliziert. In die Berechnung dieses Faktors geht der Kalibrierungskoeffizient ''gwCapRise'' und die relative Sättigung des MPS (ThetaMPS) ein: <math>GW2MPS = \Delta MPS \cdot{ \left(1 - e^{\frac{-gwCapRise}{ \theta MPS}} \right)} \, \, \, \mathrm{[mm]}</math> Der Kalibrierungskoeffizient ''gwCapRise'' kann dabei Werte von Null bis unendlich annehmen, wobei durch Belegung des Koeffizienten mit 0 der kapillare Aufstieg generell untersagt wird. ---- === Lateral Routing === Das laterale Flächenrouting Modul beschreibt die Übergabe des Wassers innerhalb einer Fließkaskade von HRU zu HRU, vom oberen Einzugsgebiet bis zum Vorfluter. Da die Rückhaltemechanismen der Abflussbildung durch die anderen Prozessmodule beschrieben werden, erfolgt hier lediglich die Zuordnung der Zu- und Ausflüsse einer HRU. Dabei wird die Wasserübergabe zwischen den HRU als eine n:1 Beziehung verstanden. Somit kann ein HRU mehrere Zuflüsse aber nur ein Ausfluss haben. Welche HRU nun der nächste Empfänger ist, wird anhand der topologischen ID des HRU-Datensatzes bestimmt. Im HRU-Datensatz ist ebenfalls festgelegt, welche HRUs schließlich in den Vorfluter entwässern. ---- === Reach Routing === Das Reach Routing Modul beschreibt die Fließvorgänge im Gerinne mittels eines kinematischen Wellenansatz und der Berechnung der Fließgeschwindigkeit nach MANNING & STRICKLER. Der einzige einzustellende Parameter (TA) ist ein vom Anwender zu bestimmender Routingkoeffizient. Er repräsentiert die Laufzeit der Abflusswelle, welche sich nach einem Niederschlagsereignis im Gerinne bis zum Gebietsauslass bewegt. Sein Wert geht neben der Fließgeschwindigkeit des Gewässers (v) und der Fließlänge (fl) in die Berechnung eines Abflussrückhaltekoeffizienten (Rk) ein. <math> Rk = \frac{v}{fl} \cdot TA \cdot 3600 \, \, \, [-] </math> Zuvor ist jedoch die Fliessgeschwindigkeit (v_new) mit dem Rauhigkeitsfaktor von Manning (M), dem Gefälle des Flussbettes (I) und dem hydraulischen Radius (Rh) zu bestimmen. Der hydraulische Radius wird wiederum mit dem durchflossenen Querschnitt (A)des Flussabschnittes, berechnet aus Durchfluss (q) und Fliessgeschwindigkeit (v) und der Flussbettbreite(b) berechnet. Bei diesem Ansatz wird zunächst eine Ausgangsgeschwindigkeit (v_init) von 1 m/s angenommen, welche dann iterativ mit der neu berechneten Fließgeschwindigkeit (v_new) abgeglichen wird, bis die Abweichung der beiden Geschwindigkeiten einen Wert kleiner als 0,001 m/s beträgt. <math> Rh = \frac{A}{b+2 \frac{A}{b}} \, \, [m] </math> mit: <math> A = \frac{q}{v_{init}} \, \, \mathrm{[m^2]} </math> <math> V_{new} = M \cdot Rh^{\frac{2}{3}} \cdot I^{\frac{1}{3}} \, \, \mathrm{[m^3/s]} </math> Schließlich wird mit dem ermittelten Ausflussrückhaltekoeffizienten (Rk) der Ausfluss des jeweiligen Flussabschnittes (q_act) berechnet. <math> Ausfluss = q_{act} \cdot e^{(\frac{-1}{Rk})} \, \, \mathrm{[m^3/s]} </math> Je höher der angenommene Wert von TA ist, desto schneller bewegt sich die Abflusswelle innerhalb eines bestimmten Zeitabschnittes und umso weniger Wasser verbleibt im Gerinne. Der theoretische Wertebereich entspricht somit dem der positiven Zahlen.

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