te downloaden - Nederlandse Hydrologische Vereniging

5. Actuele verdamping in hydrologische modellenRuud Bartholomeus, Joost Heijkers, Peter Droogers, Jos van Dam, Paul van Walsum5. Actuele verdamping in hydrologische modellen......................................................................15.1. Inleiding...............................................................................................................................15.2. Schematisatie verdampingsvergelijkingen in hydrologische modellen .....................25.2.1. Actuele verdamping van gewassen en natuurlijke vegetaties ................................35.2.1.1. Potentiële verdamping van een referentiegewas.............................................35.2.1.2. Potentiële verdamping van de actuele vegetatie .............................................45.2.1.3. Bodemverdamping ..............................................................................................65.2.1.4. Interceptieverdamping........................................................................................75.2.1.5. Actuele transpiratie: reductiefuncties voor wateropname ...........................115.2.1.6. Actuele transpiratie: één-stap benadering......................................................165.2.2. Actuele verdamping van oppervlaktewater ............................................................175.2.3. Actuele verdamping van het stedelijke gebied .......................................................185.3. Verdamping in Nederlandse modellen.........................................................................195.3.1. Algemeen ......................................................................................................................195.3.2. SWAP, SWAPS en MetaSWAP ..................................................................................205.3.3. Verdamping in het NHI..............................................................................................235.3.4. Verdamping in oppervlaktewatermodel SOBEK-(RR)...........................................255.4. Gekoppelde water- en energiebalans: internationale ontwikkelingen .....................265.4.1. SVAT-schema’s en landoppervlaktemodellen.........................................................265.4.2. SVAT-schema’s en hydrologische modellen............................................................275.5. Referenties .........................................................................................................................325.1. InleidingHet beheer van onze natuurlijke leefomgeving maar ook klimaatverandering beïnvloeden deverdampingsvraag, de afvoer van beken en rivieren, en de hoeveelheid water die beschikbaaris voor planten. Hydrologische modellen spelen een belangrijke rol in het beheer vanstroomgebieden en in het berekenen van gewasopbrengsten, maar ook in klimaatmodellen,door de invloed van hydrologische processen op eigenschappen van het landoppervlak enhiermee op de energiebalans. De kennis over voornamelijk deze koppeling tussenwaterhuishouding en de rest van het klimatologische systeem ontwikkelt zich snel (Entekhabiet al., 1999).Verdamping speelt een onmiskenbare rol in de hydrologische modellen, omdat deze, samenmet de neerslag, de waterfluxen aan het oppervlak bepaalt (Figuur 1). Grondwatermodellenzijn afhankelijk van de grondwateraanvulling: neerslag (P) min actuele totale verdamping(E tot), bij afwezigheid van oppervlakteafvoer. De totale verdamping is gedefinieerd als desom van interceptieverdamping (E i), de gewasverdamping of transpiratie (E t) en debodemverdamping (E s) (NHV, 2002). In zogenaamde agro-hydrologische modellen staatverdamping centraal, door de relatie tussen gewasopbrengst- en transpiratiereductie.Interessant is op te merken dat een relatieve fout in de neerslag of totale verdampingversterkt wordt binnen de berekening van het beschikbare water voor grondwateraanvullingof afvoer, zeker als beide termen van dezelfde ordegrootte zijn (Sumner en Jacobs, 2005). Ditis een belangrijke reden om de totale verdamping accuraat te berekenen met hydrologischemodellen.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 potentiëleverdamping gelijk aan de actuele verdamping (indien er geen andere plant reductiefactorenActuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum1

zijn zoals zout en/of nutriënten). Er bestaan verschillende methoden om de potentiëleverdamping te berekenen, die we hieronder zullen beschrijven. Vervolgens beschrijven wealgemeen toegepaste methodes om vanuit de potentiële de actuele verdamping te bepalen.Daarnaast beschrijven we hoe de actuele verdamping van gewassen en natuurlijke vegetatiesbepaald kan worden zonder tussenkomst van de potentiële verdamping. We beschrijvenbeknopt de berekening van de actuele verdamping van oppervlaktewater en van het stedelijkgebied. Daarna geven we een overzicht van verdampingsberekening in enkele typischNederlandse modellen, en van de schematisering van verdamping in buitenlandsehydrologische modellen. Van belang daarbij zijn de aannames die (impliciet) gedaan wordenin 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 plantenin de atmosfeer komt, beschrijft het verlies van water uit de plant door de huidmondjes ofwelstomata. De plant opent deze stomata voor opname van CO 2 en uitstoot van O 2, met alsconsequentie verlies van H 2O. Bij verhoogde CO 2 concentratie in de atmosfeer wordt de E t inprincipe dan ook minder (alhoewel de toenemende O 3-concentratie dit mogelijk weer tenietzal doen, zie bijv. Dickson et al. (1998) en Noormets et al. (2001)). Deze diffusie van CO 2 isnodig voor fotosynthese en dus groei. Planten controleren de opening van de stomata (via deturgor 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 dehoeveelheid water die het bladoppervlak kan vasthouden. Bodemverdamping (E s) wordtbepaald door de hoeveelheid water in de bodem en de porositeit van de bodem (Gash enDolman, 2009).Figuur 1: Van atmosfeer naar verzadigde zone (uit NHV (2002)).5.2. Schematisatie verdampingsvergelijkingen in hydrologische modellenOp wereldschaal is de verdamping van gewassen en natuurlijke vegetaties veel groter danbijvoorbeeld het gebruik van water in steden en industrie (Droogers, 2009). Daarom ook datin dit hoofdstuk veel aandacht ligt op de verdamping van (landbouw)gewassen enActuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum2

natuurlijke vegetaties. Daarnaast geven we een korte beschrijving van deopenwaterverdamping en de verdamping in het stedelijk gebied.5.2.1. Actuele verdamping van gewassen en natuurlijke vegetatiesEén van de belangrijkste invoervariabelen in hydrologische modellen is de potentiëleverdamping (Federer et al., 1996; Zhou et al., 2006). In de meeste hydrologische simulatieswaarin verdamping een rol speelt, wordt geen gemeten verdamping als invoer gebruikt,maar wordt deze berekend. Een veel gebruikte benadering voor het bepalen van de actueleverdamping, is eerst een potentiële verdamping (E p) van de betreffende begroeiing af teleiden 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 devochtcondities in de wortelzone. Dit concept heeft tot verscheidene methodes voor hetbepalen van E p geleid (Federer et al., 1996). Methodes verschillen sterk in de wijze waarop hetaandeel van bodemverdamping en transpiratie wordt bepaald en of interceptieverdampingwordt meegenomen.5.2.1.1. Potentiële verdamping van een referentiegewasVeel gebruikt is de potentiële verdamping van een referentiegewas, beter bekend als dereferentieverdamping 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 plantoppervlakdroog is en de plantenwortels optimaal van water worden voorzien. Er bestaan wereldwijdongeveer 50 methoden om de referentieverdamping te bepalen (Lu et al., 2005), waarvanvaak weer veel lokaal-specifieke varianten bestaan. In de wetenschappelijke literatuur zijntalloze publicaties te vinden waar verschillende referentieverdampingsmethoden wordenvergeleken (bijvoorbeeld Allen et al., 1998; Droogers en Allen, 2002; Irmak et al., 2003; Itenfisuet al., 2003; Jensen et al., 1990; Lu et al., 2005). Uit deze publicaties komt een duidelijkeconsensus 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 anderereferentieverdampingsmethoden (o.a. Makkink, Priestly-Taylor, Hargreaves, Thorntwaite)uiteindelijk toch nauwkeuriger kunnen zijn (Droogers en Allen, 2002). Deze alternatievemethoden hebben wel allemaal gemeen dat ze lokaal specifiek gekalibreerde parametersnodig hebben, vaak alleen geldig voor wat grotere tijdstappen, en minder fysisch gebaseerdzijn.Complicaties/discussie• Door de FAO is het computerprogramma ‘ETo Calculator’(www.fao.org/nr/water/eto.html) ontwikkeld dat inzicht geeft in de benodigdegegevens voor het berekenen van de E ref volgens Penman-Monteith. Voorontbrekende gemeten meteorologische variabelen maakt het programma gebruik vande procedures voor het schatten van deze variabelen volgens de methodesbeschreven in (Allen et al., 1998). Zelfs als een dataset alleen gegevens van maximumen minimum temperatuur bevat, is het mogelijk een redelijke schatting van demaandelijkse referentieverdamping te geven. Het programma geeft, zeker door dekoppeling met de klimaatdatabase ‘CLIMWAT’(www.fao.org/nr/water/infores_databases_climwat.html) voor het verkrijgen vanbenodigde meteorologische parameters, inzicht in de berekening van E ref volgensFAO Penman-Monteith.• Het REF-ET computerprogramma biedt een grote flexibiliteit aan voor het berekenenvan E ref. Verschillende methoden evenals een grote diversiteit (compleetheid) vangegevens kunnen worden gebruikt. http://www.kimberly.uidaho.edu/ref-et/• De meeste methodes voor de berekening van E ref maken geen expliciet onderscheid inbodemverdamping en transpiratie. In deze methodes wordt impliciet aangenomendat de afname van transpiratie door een afname van de bodembekking (Leaf AreaActuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum3

Index, LAI: totale bladoppervlakte van een vegetatie gedeeld door de oppervlakteonder die vegetatie) volledig gecompenseerd wordt door een toename van debodemverdamping (Federer et al., 1996). Per definitie maakt interceptieverdampinggeen deel uit van de referentieverdamping (Allen et al., 1998; NHV, 2002), omdatdeze gedefinieerd is voor een droog gewas. De referentieverdamping volgensMakkink, 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.5.2.1.2. Potentiële verdamping van de actuele vegetatieIndirect via gewasfactorenEen eerste methode om de verdamping van een begroeid oppervlak te verkrijgen, is door hettoepassen van gewasfactoren in combinatie met de referentieverdamping. Dereferentieverdamping wordt berekend voor een gras (of alfalfa) referentiegewas en wordtvervolgens 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 vierfases 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 transpiratieonder gedeeltelijk bedekte bodems is het belangrijk bodemverdamping van een natte bodemen transpiratie in hydrologische simulaties expliciet te schematiseren (Farahani et al., 2007).Belangrijke methodes om bodemverdamping en transpiratie te beschouwen zijn die vanRitchie (1972) en Shuttleworth en Wallace (1985). Voor een meer praktische benadering is dezogenaamde tweeledige (Eng: dual) gewasfactor geïntroduceerd (Allen et al., 1998; Allen etal., 2005), waarmee de gewasfactorbenadering van de FAO geschikt is gemaakt voorgedeeltelijk 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 eendroog bodemoppervlak (vrijwel geen bodemverdamping), waarbij de bodemvochtconditiesde transpiratie niet belemmeren. Het grootste deel van de bodemverdamping wordt gegevendoor K e. Het doel van deze tweeledige gewasfactor is om het verschil tussenbodemverdamping en transpiratie te scheiden.Een uitgebreidere toepassing van gewasfactoren, zoals toegepast binnen SWAP enMetaSWAP wordt gegeven in paragraaf 5.3.2 en 5.3.3.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum4

Directe bepaling E pVoorbeelden 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 eenwerkelijk gewas en is in de verschillende vergelijkingen afhankelijk van het oppervlak viaalbedo (Priestley-Taylor), oppervlakteweerstand (McNaughton-Black), of albedo enaerodynamische weerstand (Penman-Montheith), of albedo, aerodynamische enoppervlakteweerstand (Shuttleworth-Wallace) (Federer et al., 1996). Door deze vergelijkingente parametriseren voor een referentiegewas, kan ook E ref verkregen worden. Zo wordt deinternationale standaard voor E ref berekend door de Penman-Monteith vergelijking teparametriseren voor gras of alfalfa (Allen et al., 1998).Complicaties/Discussie• De praktische toepasbaarheid van het gebruik van gewasfactoren is de grote krachtvan deze benadering. De nadelen ervan zijn echter ook evident. Zo vertrouwengebruikers veelal op gepubliceerde K c-waarden, in plaats van deze af te leiden voorhet studiegebied. Echter, de empirische oorsprong van K c-waarden beperkt dealgemene toepasbaarheid, doordat de waarden slechts geldig zijn voor deomstandigheden waaronder deze bepaald zijn. Dit beperkt de mogelijkheid om K c-waarden toe te passen op locaties waarvoor omgevingsfactoren (bijvoorbeeldklimaat, 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 gecorrigeerdwordt voor de rol van bodemverdamping, transpiratie en interceptieverdamping.Deze (empirische) correctiefactoren zijn vanzelfsprekend uitsluitend geldig voor deklimatologische omstandigheden waarvoor deze zijn afgeleid. Zo zullen door eenveranderend neerslagpatroon, bijvoorbeeld in de vorm van meer intensieve neerslag,empirisch afgeleide gewasfactoren niet meer geldig zijn. Ook gewasfactoren zoalsvoorgesteld door Feddes (1987), bevatten impliciet bodemverdamping, transpiratieen interceptieverdamping. De factoren zijn immers empirisch verkregen, doorverdampingsmetingen onder de werkelijke weerscondities.• De potentiële verdamping is een onbruikbaar begrip voor droogteminnendevegetaties (Witte et al., 2012), omdat gepubliceerde K c-waarden voor zulke vegetatiesmeestal zijn ontleend aan metingen van de actuele verdamping. Eendroogteminnende vegetatie is echter van nature helemaal niet optimaal van watervoorzien. Ook de kunstmatige toediening van voldoende water is geen oplossing omde potentiële verdamping te bepalen, omdat dat leidt tot een andere vegetatie, metnieuwe verdampingseigenschappen. Daarom zijn gewasfactoren voor drogevegetaties in de praktijk verhoudingsgetallen tussen de werkelijke verdamping (diebij droogte is gereduceerd) en de Makkink-verdamping. Net als gewasfactorengelden die verhoudingsgetallen voor de tijdens de meting heersendeweersomstandigheden. De veronderstelling achter de hydrologische rekenproceduredat met die verhoudingsgetallen de potentiële verdamping wordt vastgesteld, is dusonjuist (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 metwater: ze transpireren minder. Dit effect is waargenomen in historische reeksen vanrivierafvoeren (Gedney et al., 2006). Bovendien toont een recente analyse van fossielbladmateriaal aan dat de dichtheid aan huidmondjes afneemt met een toenemendCO 2-gehalte (De Boer et al., 2011). Door die afname stijgt de stomatale weerstand endaalt de transpiratie. Voor Nederland is geraamd dat in 2050 (∆CO 2 = 150 ppm) depotentiële verdamping (evapotranspiratie) gemiddeld met 2-5% zal zijn gedaald,afhankelijk van de vegetatiestructuur (Kruijt et al., 2008b; Witte et al., 2006a; Witte etal., 2006b). Door Kruijt et al. (2008a) zijn correctiefactoren voor dit CO 2-effect afgeleid.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum5

• De Penman-Monteith vergelijking gaat uit van een oppervlak dat bestaat uit ‘one bigleaf’, en neemt aan dat fluxen vanuit de bodem genegeerd kunnen worden. DePenman-Monteith vergelijking geldt daarmee alleen voor gewassen die de bodemvolledig bedekken (Feddes en Lenselink, 1994).Over een groter oppervlak is echter de ‘one big leaf’ benadering zelden geldig, omdater 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 deatmosfeer. Hun relatieve aandeel in de totale verdamping verandert aanzienlijk alsde vegetatie zich ontwikkelt (Zhou et al., 2006). De Shuttleworth-Wallace methodebeschouwt de verhouding tussen transpiratie en bodemverdamping expliciet.Daarvoor is wel informatie nodig over de albedo, maar ook van vijf verschillendeoppervlakteweerstanden en aerodynamische weerstanden. Het parametriseren vaneen dergelijke vergelijking vormt daarmee een drempel voor toepassing inhydrologische simulaties. Een alternatief is toepassing van de Penman-Monteithvergelijking voor bodem en plant apart (zie paragraaf 5.3.2).• De toepassing van modellen voor de berekening van E p is toegenomen doorverbeterde metingen van meteorologische variabelen nabij het oppervlak, zoalsbodem- en luchttemperatuur, luchtvochtigheid, straling, wind en neerslag (Farahaniet al., 2007). De benaderingen van een twee-staps methode (gewasfactoren) envergelijkingen 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. Enerzijdsis er namelijk behoefte aan theoretische kennis om de nauwkeurigheid en algemenetoepasbaarheid van methodes te vergroten; anderzijds moeten methodes welpraktisch toepasbaar blijven.5.2.1.3. BodemverdampingVoor verdamping van open water geldt dat de beschikbaarheid van water niet beperkend isvoor de hoeveelheid water dat verdampt. Dit geldt niet voor bodemverdamping. Verschillenin bodemverdamping en verdamping van open water worden daarom niet veroorzaakt doorverschillen in meteorologische condities, maar door verschillen in waterbeschikbaarheid. Debodemverdamping is veelal lager dan de verdamping van open water, vanwege verschillenin 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 relatiefgrote verdampend oppervlak de bodemverdamping hoger zijn dan die van open water(Ward en Robinson, 1990). Dit laatste is echter meer een uitzondering die bijvoorbeeld alleenoptreedt enkele dagen na heftige neerslag als de bodem volledig verzadigd is.In een droge, kale bodem is het transport van water naar het bodemoppervlak beperkendvoor bodemverdamping. Bij afwezigheid van neerslag, is de bodemverdamping afhankelijkvan capillaire stroming van water vanuit bodemvocht in diepere lagen naar hetbodemoppervlak, welke berekend wordt volgens de vergelijking van Darcy:= − d Hq kdzwaarin q de volumefluxdichtheid [L T -1 ], k de doorlatendheid van de bodem [L T -1 ], H destijghoogte [L] en z de verticale afstand [L]. Om opwaartse stroming vanuit het grondwatermogelijk te maken, moet H afnemen met de hoogte, waardoor dH/dz negatief, en q positiefwordt (Figuur 3). Maar, doordat k sterk afneemt met het vochtgehalte θ, en dus met deafstand tot de grondwaterspiegel, moet dit gecompenseerd worden door dH/dz, zodat opelke diepte dezelfde flux behouden blijft. Om op elke diepte dezelfde flux te behouden, moeteen mate van afname van k met de afstand tot de grondwaterspiegel worden gecompenseerddoor eenzelfde mate van toename met deze afstand voor de absolute waarde van dH/dz.(0.3)Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum6

Daardoor verloopt de curve van H in Figuur 3 steeds minder steil naarmate de afstand tot hetoppervlak kleiner wordt (Koorevaar et al., 1983).De ontwikkeling van de scherpe overgang tussen een zeer droge toplaag en een vochtigerbodem daaronder, wordt versneld door het verdampingsproces, waardoor θ, h en H aan hetoppervlak afnemen. Ook k neemt hierdoor af, waardoor dH/dz te klein is om aan deverdampingsvraag 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. Devorming van deze laag beschermt de bodem dus tegen uitdroging (Koorevaar et al., 1983). Indroge perioden wordt water in de bodem dus vastgehouden door de ontwikkeling van eenzeer droge toplaag met een lage waterdoorlatendheid, waardoor de bodemverdamping snelafneemt. Bovenstaande is alleen geldig in periodes van droogte; in natte periodes zal debodem eerder voldoen aan de verdampingsvraag.Modelmatig kan de beschikbaarheid van water voor bodemverdamping dus op basis van deWet van Darcy worden bepaald. Praktisch gezien, echter, is er een probleem, doordat defysische eigenschappen van de bovenste centimeters van de bodem niet overeenkomen metdie van hetzelfde bodemtype daaronder. Dat komt bijvoorbeeld door neerslag, korstvormingen landbewerking. Daardoor wordt vaak teruggegrepen op empirische methoden voor hetbepalen van de bodemverdamping, zoals volgens Black of Boesten/Stroosnijder (Kroes et al.,2009). Toepassing van empirische methodes is echter altijd beperkt tot de omstandighedenwaarvoor de methodes gekalibreerd zijn.Figuur 3: Verloop van het vochtgehalte in de bodem bij een stationaire opwaartse stromingvan water, constante bodemverdamping, en een stabiele grondwaterstand (uit Koorevaar etal. (1983)).5.2.1.4. InterceptieverdampingDe interceptieverdamping is gedefinieerd als het deel van de bruto neerslag dat door devegetatie of andere structuren wordt onderschept en vervolgens verdampt (Figuur 1). Degrootte van de interceptieverdamping hangt af van een veelheid aan factoren. In vochtige engematigde klimaten kan de verdamping van interceptiewater 10 tot 50% van de jaarlijkseneerslag bedragen en dit aandeel kan vele male hoger zijn als ook de opgevangen neerslagdoor de strooisellaag op bosgrond wordt beschouwd (Gerrits et al., 2007; Gerrits, 2009). Voorbossen kan de interceptieverdamping zelfs bijna even groot zijn als de transpiratie (Tiktak enBouten, 1994). Voor de interceptieverdamping van landbouwgewassen en gras wordengemiddelde waarden van ongeveer 100 mm per jaar genoemd (Massop et al., 2005).Voor het berekenen van de interceptie van landbouwgewassen wordt in hydrologischemodellen 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:Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum7

⎛⎞⎜ 1 ⎟C = a ⋅ LAI ⎜1−⋅⎟⎜b Pbruto1+ ⎟⎝ 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. Dezeverzadigingsgraad is gelijk aan a·LAI (Figuur 4). In paragraaf 5.3.2 staat beschreven hoe C inmodellen gebruikt kan worden om E i te bepalen.In de benadering zoals die gevolgd wordt voor korte vegetaties wordt de invloed van deduur van de neerslag en de verdamping tijdens neerslag niet beschouwd. Voor bossen gaatdeze benadering niet op (Carlyle-Moses en Gash, 2011). Voor regenbuien die het bladerdekverzadigen kan de interceptieverdamping E i berekend worden als (Moors, 2012):tEi= ∫ Edt + C(0.5)0Met t [T -1 ] de totale duur van de bui, E [L T -1 ] de verdampingssnelheid en C [L] dehoeveelheid water op het bladerdek (inclusief takken) als zowel de regenbui als de doorvalzijn gestopt. Een zeer algemeen gebruikte fysisch model om de interceptie voor bossen tebepalen is de methode van Gash et al. (1995), welke op seizoen- en jaarbasis een nauwkeurigebenadering 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 teverzadigen P’ beschreven als (uit Moors (2012)):PC ⎡cE ⎤cP ' = − ln ⎢1− ⎥Ec⎣ P ⎦Met de bergingscapaciteit van het bladerdek C c=C/C veg [L], en de verdampingssnelheid pereenheid bladerdek c veg [-] is E = E / c , met E [L T -1 ] de gemiddelde verdamping en P [LT -1 ] de gemiddelde neerslagintensiteit gedurende de bui.Gash et al. (1995) beschrijft vervolgens E i per bui als:E = c P voor P ≤ P 'iveg⎡ E⎤cEi = cveg ⎢( P ' − Cc ) + ( P − P ')+ Cc⎥ voor P > P '⎣ P⎦cvegFiguur 4 geeft de relatie tussen neerslag en interceptie volgens Gash et al. (1995) voor eennaaldbos (uit Kroes et al. (2009)). Voor een verzadigd bladerdek is de helling van de curvegelijk aan E / P .(0.4)(0.6)(0.7)Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum8

Figuur 4: Interceptie voor landbouwgewassen en bossen (uit Kroes et al. (2009)).De besproken methodes (paragraaf 5.2.1.1 en 5.2.1.2) voor de berekening van E ref of E p gaanuit van een gewas met een droog bladoppervlak. Indien het bladoppervlak bedekt is metinterceptiewater wordt voor de berekening van E, in de Penman-Monteith en deShuttleworth-Wallace methode de stomatale weerstand (en in de Shuttleworth-Wallacemethode ook de weerstand van het bodemoppervlak) op nul gezet (Rutter et al., 1971; Zhouet al., 2006) (Figuur 5).Van Walsum et al. (2012) geven een voorbeeldberekening van het effect van het al dan nietexpliciet simuleren van de interceptieverdamping voor enkele landbouwgewassen. Uit dezeberekeningen (Tabel 1) blijkt bijvoorbeeld dat de berekende totale verdamping wellicht nietzoveel verschilt, maar het effect van interceptie op de transpiratie is aanzienlijk.Tabel 1: Voorbeeld van verdampingsposten (mm/jaar) voor modelsimulaties met enzonder berekening van interceptie. Uit Van Walsum et al. (2012).Zonder simulatieinterceptieMet simulatieinterceptiegewas E s_a E t_p E i E totGras 98.2 440.2 0.0 538.5Maïs 208.6 313.8 0.0 522.3Aardappel 185.7 299.6 0.0 485.2Gras 94.2 324.4 115.8 534.5Maïs 205.7 268.4 45.7 519.7Aardappel 184.2 254.4 45.2 483.8Voor een uitgebreide beschrijving van interceptie en interceptieverdamping verwijzen wenaar Gerrits (2010) en Moors (2012).Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum9

Figuur 5: Schematisatie van weerstanden voor een droog en nat bladoppervlak (naarMonteith (1976)).Complicaties/Discussie• Er wordt vaak aangenomen dat het water dat opgevangen wordt door interceptienog dezelfde dag verdampt (Savenije, 2004). Onder zomerse omstandigheden envoor landbouwgewassen is deze aanname vaak correct, maar de hoeveelheid waterdie vastgehouden wordt per gewas en gewasstadium is echter niet goed bekend(Droogers, 2009). Hierdoor is dus ook niet bekend hoeveel neerslag uiteindelijk in debodem komt en dus beschikbaar is voor opname door de wortels. Door Van Walsumen Supit (2012) is een aangepaste Rutter-methode ontwikkeld, waarbij er wel eenduidelijk moment is dat het interceptiereservoir leeg raakt.• De methode van Gash et al. (1995), maar ook die van Rutter et al. (1971), gaat uit vaneen 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, wordtdeze in hydrologische simulaties dikwijls niet expliciet gesimuleerd. Inhoogwatermodellering, bijvoorbeeld, speelt interceptie als percentage van de totaleafvoer dan wel geen rol tijdens een overstroming, maar interceptie heeft wel veelinvloed op de bodemvochtconditities voorafgaand aan een hoogwater (Gerrits, 2009).Als in een hydrologisch model interceptie niet wordt meegenomen, resulteert dit ineen foutief bodemvochtgehalte, wat invloed heeft op het berekende bergendvermogen van de bodem. Dit kan leiden tot overschatting van piekafvoeren (Feniciaet al., 2008). Aan de andere kant kunnen hydrologische modellen een correctewaterbalans, of een goede fit met metingen, leveren door te compenseren voor foutenin de verdamping via het aanpassen van andere modelparameters (Andréassian etal., 2004; Fenicia et al., 2008). Als een model vervolgens wordt gebruikt vooreffectstudies, kan een model dat goed fit toch systematisch onjuiste voorspellingenleveren, doordat het model alleen geldig is voor de omstandigheden waarop dezegekalibreerd is. Beter kan de interceptieverdamping apart van transpiratie enbodemverdamping berekend worden, zeker voor bossen.• Voor een nat, verzadigd bladoppervlak mag, voor berekening op dagbasis, wordenaangenomen dat de stomatale weerstand gelijk is aan nul (Allen, 2005; Gavin enAgnew, 2000), zoals algemeen gebeurt in hydrologische modellen. Dat betekent datde transpiratie tijdens interceptieverdamping op nul wordt gezet. Deze aanname isgeldig voor daggemiddelde berekeningen. In werkelijkheid echter, gaat transpiratiewel door tijdens interceptieverdamping (Bosveld en Bouten, 2001; Bosveld en Bouten,Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum10

2003). Dit proces is moeilijk te parametriseren, maar is wel van belang als mengeïnteresseerd is in de timing van transpiratie binnen een dag.5.2.1.5. Actuele transpiratie: reductiefuncties voor wateropnameStroming 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 beschikbaarbodemvocht ontstaat in eerste instantie doordat het water dat voor transpiratie uit dewortelzone wordt onttrokken niet tijdig wordt aangevuld door neerslag, irrigatie, of capillaireopstijging vanuit het grondwater. Niet alleen een tekort aan water in de wortelzone leidt tottranspiratiereductie. In een natte bodem kan een tekort aan zuurstof, veroorzaakt door een telaag gehalte luchtgevulde poriën in de wortelzone, tot een afname van de wateropname vande 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 hetbodemvocht kan tot vochttekort in de plant leiden, doordat de hoge osmotische potentiaalvan het bodemvocht voorkomt dat voldoende water naar de wortels kan stromen (Feddes enLenselink, 1994). Onder suboptimale vochtvoorziening in de wortelzone zal de potentiëletranspiratie afnemen tot de actuele transpiratie, doordat de gewasweerstand toeneemt alsgevolg van een (gedeeltelijke) sluiting van de huidmondjes.In hydrologische modellen voor de onverzadigde zone wordt het effect van de wateropnamevan plantenwortels beschreven door het opnemen van de zogenaamde ‘sink-term’ in deRichards’ vergelijking voor stroming van water in de onverzadigde zone. Vereenvoudigd totalleen 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 ) enh m de drukhoogte in de bodemmatrix (L). De ‘sink-term’ S (L 3 L -3 T -1 , volumetrischewateropname per eenheid bodemvolume en tijd) is een functie van de bodemdiepte z en tijdt. 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 (VanDam 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 vanwateropname opgelost, zodat geldt:∑Nlt _ a = ∫ d = ∆WZi=1 i iE S z S z (0.9)In sommige modellen bestaat de onverzadigde zone slechts uit twee lagen: een wortelzone eneen ondergrond.De actuele wateropname van planten wordt berekend door S max te vermenigvuldigen metstressfactoren voor droogte-, zuurstof- en zoutstress (Kroes et al., 2008):S( z) = α α α S ( z )(0.10)droogte zuurstof zout maxS max, de maximale wateropname door planten, geïntegreerd over de worteldiepte, is gelijkaan de potentiële transpiratie. Integratie van S(z) over de wortelzone levert de actueletranspiratie E t_a.Vergelijking 0.9 laat zien dat de beschrijving van het wortelprofiel een belangrijke factor is inhet beschrijven van de actuele transpiratie. Zowel de diepte als de worteldichtheid zijndaarbij van belang (Feddes en Raats, 2004). Voor het bepalen van de eigenschappen vanworteleigenschappen bestaan verschillende methodes, variërend van het in detail modellerenvan individuele wortels (Doussan et al., 1998), tot simulaties van de verdeling van het totalewortelprofiel (Arora en Boer, 2003). Methodes voor het beschrijven van eendimensionale(0.8)Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum11

worteldichtheidsfuncties zijn bijvoorbeeld beschreven in (Molz, 1981). Jackson et al. (1996)geeft een overzicht van gegevens van de wortelverdeling als functie van diepte voorterrestrische ecosystemen, evenals gefitte relaties volgens de formule van Gale en Grigal(1987):zY = 1− β(0.11)Met Y de cumulatieve fractie wortels (waarde tussen 0 en 1) vanaf het bodemoppervlak totdiepte z, en β de ‘extinctie-coëfficiënt’ (zie Figuur 6). Een database van wortelprofielen voorterrestrische ecosystemen is beschikbaar viahttp://daac.ornl.gov//VEGETATION/guides/global_root_profiles.html (Schenk enJackson, 2003).Figuur 6: Cumulatieve wortelverdeling als functie van diepte voor elf terrestrischeecosystemen en voor het theoretische model van Gale en Grigal (1987). Grotere waardenvan β duiden op diepere wortelprofielen. Uit Jackson et al. (1996)Wateropname door wortelsTwee benaderingen worden algemeen gebruikt om tijdsafhankelijke wateropname doorwortels (S) te berekenen, een mechanistische en een meer empirische benadering (Hopmansen Bristow, 2002):EmpirischEen wereldwijd gebruikte benadering voor relatieve wateropname is geïntroduceerd doorFeddes et al. (1976). Deze wordt ook wel de macroscopische benadering genoemd. Hetvoordeel hiervan is dat er geen volledig overzicht in het fysische proces van wateropnamedoor plantenwortels nodig is. Daarom stelt de methode ook minder eisen aan bodem- enplantparameters (Homaee et al., 2002). De macroscopische benadering gaat uit van een opvoorhand bekende stress-reductie-functie met daarin de ‘sink-term’ variabele α(h m) (Figuur7). 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 bepaaldwordt door atmosferische condities.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum12

De actuele wateropname is een functie van drukhoogte (h m):S( h ) ( h ) Sm= α m max(0.12)Figuur 7: Schematisatie van de stress-reductie-functie, α(h), zoals voorgesteld door Feddeset 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) voorenkele landbouwgewassen (naar Wesseling (1991b))In de functie van Feddes et al. (1978) is wateropname optimaal tussen h m_2 en h m_3 en neemtlineair af van h m_3 tot h m_4 door watertekort en tussen h m_2 en h m_1 door zuurstoftekort. Dewaarde van h m_3 hangt af van de watervraag van de atmosfeer, en dus van E t_p. Bij een hogeE t_p treedt watertekort eerder op, ofwel bij hogere h m_3 waardes, dan bij lage E t_p. Zie Tabel 2voor kritische drukhoogtes voor enkele gewassen.In deze benadering kan droogtestress in het ene compartiment niet gecompenseerd wordendoor extra wateropname in een laag zonder droogtestress. In de praktijk zullen de gevolgenvan deze beperking naar verwachting meevallen, omdat de totale beschikbare hoeveelheidvocht 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 defunctie van Feddes et al. (1978), ingebouwd in Hydrus (Šimůnek et al., 2008; Šimůnek et al.,2006):Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum13

( h , h )1 1α m o = ⎡p1 ⎤ ⎡p2⎤( hm hm,50 ) ( ho ho,50)⎢1 +⎥ ⎢1 +⎣ ⎦ ⎣ ⎥⎦waarin h m,50 de drukhoogte in de bodemmatrix waarbij α(h m) = 0.5, ofwel de drukhoogtewaarbij de waarbij de wateropname met 50% gereduceerd wordt (bij verwaarloosbareosmotische 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, integenstelling tot die van Feddes et al. (1978), geen reductie van wateropname doorzuurstofstress. Echter, ook in de Feddes-functie zijn de drukhoogtes waarbij natschade beginten in welke mate deze optreedt, experimenteel niet goed onderbouwd. Het concept houdtgeen rekening met het adaptief vermogen van de plant om het onttrekkingspatroon tevariëren. Ook wordt geen rekening gehouden met de factor tijd: het duurt in werkelijkheidenige tijd totdat zuurstofgebrek optreedt; tijdens een percolatiegolf zal dit nog niet direct hetgeval zijn. In een rekenmodel worden de tekortkomingen van het concept eerder uitvergrootdan gecorrigeerd: door de te snelle reductie van de gewasopname ontstaat eenterugkoppeling 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 natwordt, wordt lucht in de bodemporiën vervangen door water. Hierdoor wordt debeschikbaarheid van zuurstof limiterend voor wortelrespiratie. Planten respireren om energievoor groei en onderhoud te verkrijgen. Een tekort aan zuurstof belemmert dus deenergievoorziening voor het in stand houden van het metabolisme van de plant. Plantenlijden dan aan zuurstofstress. Een ernstige tekortkoming van een relatie voor zuurstofstresszoals gegeven in Figuur 7a is dat deze niet temperatuur- en bodemafhankelijk is. Of plantenzuurstofstress ondervinden hangt namelijk niet alleen af van het gehalte aan luchtgevuldeporiën in de bodem, maar is ook sterk temperatuurafhankelijk. Planten verbruiken namelijkmeer 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 vertaaltnaar transpiratiereductie, is beschreven door Bartholomeus et al. (2008).Ook een hoog zoutgehalte van het bodemvocht kan watertekort veroorzaken, doordat dehoge osmotische potentiaal van het bodemvocht voorkomt dat voldoende water naar dewortels kan stromen (Feddes en Lenselink, 1994). Osmotische stress wordt verkregen dooreen zoutstress-functie, ook met waardes tussen 0 en 1. Een voorbeeld van een osmotischestress-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)).Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum14

MechanistischAan de basis van een mechanistische benadering voor droogtestress ligt een beschrijving voorwaterstroming in planten volgens Van den Honert (1948), waarin aangenomen wordt dat devolumetrische waterflux E t door de wortels evenredig is met het verschil in drukhoogtetussen de bodemmatrix en het xyleem (vaten in het plantenweefsel die zorgen voor hettransport van water) (h m- h x), en omgekeerd evenredig met de weerstand van de bodem enwortels voor waterstroming (r m + r x); (Figuur 9):Eth=rmm− h+ rxx(0.14)Figuur 9: Weerstanden and potentialen in de simulatie van wateropname door planten (uitVerburg et al. (1996)).Deze vergelijking bevat alleen weerstanden voor de stroming van water in de bodem en deplant. De weerstand voor de diffusie van water naar de lucht (de stomatale weerstand), degrootste weerstand in het ‘soil-plant-atmosphere-continuum’ (SPAC), is dan ook nietopgenomen in deze vergelijking. Dat kan alleen als de potentiële transpiratie bekend is uit deatmosferische vraag. Deze methode wordt bijvoorbeeld toegepast in het model SWIM (SoilWater Infiltration and Movement) (Verburg et al., 1996) en FUSSIM2 (Heinen, 2001).Potentiële verdamping is invoer voor deze modellen en de stomatale en aerodynamischeweerstand voor transpiratie worden niet expliciet gesimuleerd. Aangenomen wordt dat devraag naar water kan worden beschreven door de potentiaal in het xyleem, h x, en dat effectenvan stomatale en aerodynamische weerstand op de wateropname verwerkt zitten in deopgegeven potentiële verdamping.Om de wateropname van elk bodemcompartiment te berekenen worden eerst van elkcompartiment de bodem- en wortelweerstanden berekend, waarna de drukhoogte van hetxyleem wordt berekend uit de potentiële transpiratie. De bodemweerstand wordt berekenduit een stationaire radiale stroming naar de wortels; de wortelweerstand hangt af van eenweerstand per eenheid wortellengte en de worteldichtheid van elk compartiment (Hopmansen Bristow, 2002; Verburg et al., 1996). Vervolgens wordt voor elk bodemcompartiment deactuele wateropname door de wortels berekend. Door deze actuele wateropname teintegreren over de hele wortelzone wordt de actuele transpiratie berekend. Voor eengedetailleerde 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 termtoe te voegen in de berekening van h x.Het voordeel van deze benadering is dat die mechanistisch is en eveneens waardes geeft vandrukhoogte in de plant. Bovendien maakt deze mechanistische benadering compensatie vandroogtestress in de ene bodemlaag door een hogere wateropname uit een andere bodemlaagzonder stress mogelijk.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum15

Een alternatieve mechanistische benadering is ontwikkeld door Metselaar en de Jong van Lier(2007), gebaseerd op de matrix fluxpotentiaal, ofwel de hydraulische eigenschappen van debodem. Door de matrix fluxpotentiaal te berekenen kan berekend worden hoeveel waterplanten uit de bodem kunnen onttrekken. De relatieve transpiratie (ratio tussen actuele enpotentiële transpiratie) is namelijk gelijk aan de relatieve matrix fluxpotentiaal (ratio tussenactuele matrix fluxpotentiaal, en de matrix fluxpotentiaal van het punt waar de hydraulischecondities voor het eerst limiterend zijn voor optimale transpiratie) (Metselaar en de Jong vanLier, 2007). Deze benadering gaat uit van een bodem waarin de beschikbaarheid van watervoor 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 demechanistische benadering. Daarom heeft de empirische benadering voor osmotischestress de voorkeur boven de mechanistische benadering, en wordt deze ooktoegepast in combinatie met mechanistische modellen voor droogtestress om detotale waterstress te kwantificeren.• De methode van Feddes houdt geen rekening met compensatie van wateropname uitandere bodemlagen, waarmee gelimiteerde wateropname in droge lagen wordtgecompenseerd door extra wateropname uit een nattere laag. Maar het gaatuiteindelijk (eventueel na gradiëntgedreven herverdeling) om de totale hoeveelheidvocht die in de wortelzone (en direct daar onder) voor de plant beschikbaar is. Dat isook het argument dat in Feddes et al. (1978) wordt aangevoerd voor het relatiefsimpele concept. Echter, doordat herverdeling tijd nodig heeft, kan de methode vanFeddes soms tot te lage wateropname leiden. Šimůnek en Hopmans (2009) hebbeneen eenvoudige methode ontwikkeld, waardoor wel rekening gehouden wordt metcompensatie, ook in combinatie met de Feddes-functie. Deze methode, die een factorvoor de aanpassingscapaciteit van wortels volgens Jarvis (1989) introduceert in destress-reductie-functie, is ingebouwd in Hydrus (Šimůnek et al., 2008; Šimůnek et al.,2006) en SWAP (Kroes et al., 2009).5.2.1.6. Actuele transpiratie: één-stap benaderingVoor alle voorgaande benaderingen voor het berekenen van actuele transpiratie geldt dat deatmosferische 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 destomatale weerstand als functie van bodemvocht, CO 2-concentratie, temperatuur en stralingte beschrijven. Zo kan direct de actuele transpiratie worden bepaald.In de meeste gevallen wordt dit gedaan door voor de Penman-Monteith vergelijking deactuele stomatale weerstand of geleidbaarheid te berekenen, waaruit direct de actueletranspiratie wordt berekend (Olioso et al., 1999). Deze actuele stomatale weerstand vervangthet gebruik van gewasfactoren (Shuttleworth, 2007).De stomatale geleidbaarheid hangt af van zonnestraling, temperatuur, luchtvochtigheid, CO 2concentratie, én de drukhoogte in het blad. Deze afhankelijkheid is beschreven door Jarvis(1976), gebaseerd op reductiefuncties voor de verschillende omgevingsfactoren die demaximale stomatale geleidbaarheid (g s,max [L T -1 ], vegetatie-afhankelijk) reduceren tot deactuele 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 Tll hbladblad CO22waarin 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 atmosferischeCO 2-concentratie (CO 2).Het effect van de drukhoogte in het blad kan berekend worden uit een beschrijving vanwatertransport vanuit de bodem tot de bladeren via een verschil in drukhoogte en eenActuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum16

eductiefunctie 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< hblad0⎪⎪ hblad− hblad0f ( h ) = ⎨als h ≤ h ≤ hblad⎪hblad− h1 blad0⎪⎩1 als hblad> hblad1h blad blad0 blad blad1(0.17)waarin E t_bwp de transpiratie (m d -1 ) gebaseerd op de geleidbaarheid van het bodem-wortelplantsysteem, g bwp de bodem-wortel-plant geleidbaarheid (voor berekening zie bijvoorbeeldBrolsma et al. (2010)) en h m-h blad het drukhoogteverschil tussen de bodem en het blad; h blad1 enh blad0 grenswaarden waarbij de hydraulische geleidbaarheid van wortel-tot-bladrespectievelijk 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 wordtbeschouwd, 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 dePenman-Monteith vergelijking, kunnen uit deze serie van vergelijkingen (0.15-0.17) de actueletranspiratie E t_a, h blad en g s numeriek berekend worden. Dit is in detail beschreven in Brolsmaet al. (2010).In deze benadering wordt direct uitgegaan van de werkelijke transpiratie (E t_a). Daardoor ishet toepassen van gewasfactoren niet nodig, en zit ook het limiterende effect van vochttekortdirect in de relaties verwerkt. Het limiterende effect van zout- en zuurstofstress kan via degeleidbaarheid van bodem-wortel-plant systeem worden beschouwd.5.2.2. Actuele verdamping van oppervlaktewaterIn veel gebieden is het percentage oppervlaktewater, bijvoorbeeld per peilgebied ofafvoergebied, zodanig klein dat de openwaterverdamping met een eenvoudig concept kanworden beschreven, zoals door de referentieverdamping volgens Makkink tevermenigvuldigen 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 1.28. Voor hetgemiddelde voor landstations in Nederland wordt E o=1.26 * ET ref_Makkink gebruikt (Hoogharten Lablans, 1988).Echter, zeker in poldergebieden in West-Nederland, in meren of de Friese boezem is hetpercentage oppervlaktewater zodanig groot dat daardoor, zeker in de loop van de zomerwanneer het water opwarmt, grote fouten in de waterbalans kunnen ontstaan als eenvoudigeconcepten voor de berekening van openwaterverdamping worden gebruikt. Van Loon enDroogers (2006) hebben een aantal methoden voor de berekening van openwaterverdampingop 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.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum17

Tabel 3: Openwaterverdamping gegeven diverse concepten en diverse perioden in het jaar.PenmanPriestley-TaylorDe Bruin-Keijman Makkink*1,26lente 5-5-2006 2,14 2,69 2,7 2,12 mm/dzomer 23-6-2006 3,9 4,92 4,65 3,57 mm/dherfst 1-10-2006 1,14 1,4 1,6 0,88 mm/dwinter 28-1-2006 0,29 0,37 0,67 0,23 mm/dZie verder Van Loon en Droogers (2006) voor de details rondom de berekeningsaanpak eninvoerdata van de verschillende rekenconcepten. Van Loon en Droogers (2006) concluderendat vanuit theoretisch oogpunt de Penman methodiek de meest nauwkeurige aanpak is. Dezeis echter ook behoorlijk databehoeftig. Indien het niet mogelijk is om de noodzakelijkeinvoerdata te organiseren is de De Bruin-Keijman methodiek (De Bruin en Keijman, 1979) eenadequaat alternatief. Los van het rekenconcept is het vooral ook van belang om hetpercentage oppervlaktewater accuraat in beeld te krijgen voor het gebied waarvoor dewaterbalans dient te worden opgesteld en/of een model wordt opgezet. Voor eennauwkeurige schatting van dit percentage zijn de gangbare databronnen zoals de TOP10NLof het LGNx vaak te onnauwkeurig. Een accuraat en betaalbaar alternatief is het karteren vanhet oppervlaktewater op basis van hoogresolute luchtfoto’s in combinatie metfotogrammetrie. Zie voor een mogelijke aanpak Heijkers et al. (2012; in voorbereiding).5.2.3. Actuele verdamping van het stedelijke gebiedDe meeste hydrologische studies richten zich op het landelijk gebied en niet op verstedelijktegebieden. Toch neemt het aantal waterbalansstudies in het stedelijke gebied toe, met namedoordat er steeds meer interesse is in het gebruik van alternatieve waterbronnen voor hetgrijze water in huishoudens (Gerrits, 2010). Het verdampingsproces in stedelijk gebied is,zeker in vergelijking met dat van het landelijk gebied, vrij typisch. Dit heeft tweehoofdoorzaken:I): Binnen een stedelijk gebied is er sprake van een snelle opeenvolging in de ruimte vanverschillende typen landgebruik: bebouwing (met een voor het stedelijke interceptieprocesrelevant onderscheid in platte en schuine daken), tuinen (met zowel gras, beplanting enbomen, dus diverse transpiratie- en interceptiekarakteristieken), parken (idem),infrastructuur (zie bijvoorbeeld Yamaguchi et al. (2004)) en oppervlaktewater. Ook hier geldtdat het accuraat berekenen van de actuele verdamping begint met een nauwkeurige karteringvan het landgebruik. De verschillen tussen de verschillende databronnen zijn groot. Kijkenwe naar de huidige generatie landgebruikskaarten waar iedere hydroloog en waterbeheerderbinnen Nederland over kan beschikken dan komen we thans uit op de volgende aanpak voorde constructie van een stedelijke landgebruikskaart (Heijkers et al., 2012; in voorbereiding):1. Bebouwing: Basisregistratie Gebouwen (BAG);2. Open water: Basisregistratie Grootschalige Topografie (BGT) of BeheerregisterOppervlaktewater van de diverse waterschappen. Mochten deze er niet zijn dan kan gebruikworden gemaakt van luchtfoto’s en daarvan afgeleide kaarten, top10NL en/of het GBKN (inobjectgeoriënteerde vorm);3. Overig Landgebruik: indien aanwezig Basisregistratie Percelen (BRP), aangevuld metTOP10NL, waarbij de categorie 'Overige' kan worden aangevuld met LGN6, die verbeterdkan worden met remote sensing data;Zie verder ook Grimmond en Oke (1991); Grimmond et al. (1986); Oke et al. (1988) voor meerachtergrondinformatie.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum18

II) Het Hitte-eilandeffect of Urban Heat Island Effect (UHI). Het UHI is het fenomeen dat detemperatuur in een stedelijk gebied gemiddeld hoger is dan in het omliggende landelijkgebied. De belangrijkste oorzaken van het UHI zijn de absorptie van zonlicht door de in destad aanwezige donkere materialen en de relatief lage windsnelheden. Door het UHI wordenproblemen tijdens warme perioden, zoals hittestress, mogelijk verergerd. Het is de vraag ofdit klopt, omdat de extra warmte vooral ’s nachts vrijkomt en tevens overdag wordtvastgehouden in donkere oppervlaktes. Het temperatuurverschil wordt door de volgendefactoren bepaald:• In steden wordt meer zonlicht geabsorbeerd dan in omliggende gebieden door de daaraanwezige, donkere materialen, zoals asfalt;• De afkoeling door straling is in de stad lager dan in het landelijk gebied;• Er is verminderd warmteverlies van gebouwen door lagere windsnelheden (en dusminder verdamping);• Er komt warmte vrij door menselijke activiteiten (verwarming, gemotoriseerd vervoer,airconditioning, fabrieken et cetera);• In steden vindt 10 tot 20% minder verdamping plaats, omdat deze grotendeels uitverhard oppervlak bestaan.Bron: Wikipedia; Zie voor meer diepgaande theorie o.a. Oke (1994).Voor het verdampingsproces heeft dit als gevolg dat er door de hogere temperaturen meerenergie voorhanden is, waardoor planten mogelijk meer verdampen, mits er voldoende vochtaanwezig is. Een relatief eenvoudige manier om dit effect mee te nemen in een berekening isdoor op basis van kennis van de temperatuur de energieterm in de Makkink of Penman-Monteith vergelijking aan te passen. De eerste aanpak wordt beschreven inMuluken_Emagnu_Teshager (2005), de tweede aanpak o.a. in Grimmond en Oke (1991).Laatstgenoemd artikel schetst überhaupt een integraal beeld van het stedelijkeverdampingproces, inclusief vergelijkingen en concepten om de stedelijke waterbalans enmet name ook de interceptieverdamping van het stedelijk gebied in beeld te brengen.Tenslotte is het interessant op te merken dat de verdamping van tuinen ook in droge tijdenvaak potentieel is, omdat burgers vaak hun tuinen besproeien. Er wordt dan aan dewaterbalans een extra invoerterm toegevoegd.5.3. Verdamping in Nederlandse modellen5.3.1. AlgemeenIn de voorgaande paragrafen zijn verschillende methodes gepresenteerd waarmeeverdamping in hydrologische modellen geschematiseerd kan worden. Bij het gebruik vanmodellen is het belangrijk om het doel van een modeltoepassing goed voor ogen te hebben(Droogers en Immerzeel, 2010). Er wordt vaak vanuit gegaan dat meer detail en een hogereresolutie zondermeer beter is, terwijl dat voor het doel van de modeltoepassing niet altijdnodig is. Dat geldt bijvoorbeeld voor scenario-analyses waarbij men geïnteresseerd is inrelatieve verschillen en niet in absolute waarden. In dit soort studies kunnen mindergedetailleerde modellen en data al voldoende inzicht geven en (beleids)vragen beantwoorden(Droogers et al., 2008). In andere gevallen zal de keuze op een gedetailleerd model vallen.Voor verschillende doelen zijn daarom zijn ook modellen ontwikkeld met verschillenderuimtelijk en fysisch detail niveau (Figuur 10). Hier bespreken we enkele modellen, waarbijwe ons beperken tot de verdamping van gewassen en natuurlijke vegetaties.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum19

nationaalNHIRuimtelijke schaalregionaalveldAVVWaterschapSWAPHydruslabCropWathoogFysisch detail niveauFiguur 10. Indeling van modelcodes met enkele willekeurig gekozen modelnamen(waarbij ‘Waterschap’ staat voor waterschapsmodellen) (gebaseerd op: Droogers en Perry(2008)).laagIn de meeste hydrologische modellen in Nederland wordt gebruik gemaakt van deenkelvoudige gewasfactorenmethode, waarin de potentiële verdamping van een oppervlakwordt verkregen door de referentieverdamping volgens Makkink (1957) te vermenigvuldigenmet een gewasfactor (zie paragraaf 5.2.1.2). Enkele modellen, zoals het onverzadigde zonemodel SWAP en het ‘SVAT-schema’ SWAPS bieden de mogelijkheid om direct de potentiëleen actuele verdamping te berekenen.Er bestaan diverse integrale modelleeromgevingen waarbinnen regionale hydrologischemodelinstrumenten worden ontwikkeld. Voorbeelden zijn Triwaco, iMOD en Simgro. In dezemodelinstrumenten/modelleeromgevingen is het mogelijk een module voor de onverzadigdezone op te nemen. Actuele verdamping kan binnen Triwaco berekend worden met SWAP ofmet de (veel eenvoudiger) module FLUZO. Een voorbeeld van een model dat met Triwacoontwikkeld is, is GMN (Grondwaterbeheer Midden Nederland), op basis waarvan diversedeelmodellen zijn afgeleid. Binnen iMOD wordt gebruik gemaakt van de combinatieMODFLOW-MetaSWAP, zoals toegepast in bijvoorbeeld MIPWA, IBRAHYM en AMIGO.Ook SIMGRO gebruikt MODFLOW-MetaSWAP en is gebruikt voor bijvoorbeeldHYDROMEDAH. Voor het oppervlaktewater is voor alle modelomgevingen een koppelingmet SOBEK mogelijk.In het Nationaal Hydrologisch Instrumentarium (NHI) worden de onverzadigde zone(metaSWAP), de verzadigde zone (MODFLOW) en het regionale oppervlaktewater(MOZART) gekoppeld. MetaSWAP, een zogenaamd ‘metamodel’ van SWAP, levert op basisvan door MODFLOW berekende grondwaterstanden een flux (grondwateraanvulling ofcapillaire opstijging) tussen de verzadigde en onverzadigde zone. De wisselwerking tussenMOZART en MetaSWAP bestaat uit een drainageterm, een oppervlaktewaterflux door runoffof een onttrekkingsflux door beregening (www.nhi.nu). Binnen het NHI wordt deverdamping berekend op basis van Makkink en gewasfactoren.Op de berekening van verdamping met de Nederlandse modelcodes SWAP, metaSWAP enSWAPS en de verdampingsberekening in het NHI gaan we hierna verder in.5.3.2. SWAP, SWAPS en MetaSWAPSWAPHet SWAP-model (Soil-Water-Atmosphere-Plant) simuleert transport van water, opgelostestoffen en warmte in de onverzadigde en verzadigde zone. SWAP is ontwikkeld doorWageningen Universiteit en Alterra-Groene Ruimte. De eerste versie van het SWAP modelActuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum20

werd al in 1978 ontwikkeld (Feddes et al., 1978) en sindsdien is het model veelvuldigtoegepast en zijn diverse verbeteringen aangebracht. SWAP wordt gezien als het standaardmodel voor bepalen van actuele verdamping als functie van meteorologische gegevensgecombineerd met gewas en bodemgegevens (Feddes en Raats, 2004).Het SWAP-model geeft naast de mogelijkheid om referentieverdamping als invoer tegebruiken ook de optie om intern de potentiële verdamping te berekenen gebaseerd opPenman-Monteith. Deze interne berekening heeft ook weer twee opties. Als eerste kan SWAPde potentiële verdamping berekenen, uitgaande het standaard referentiegewas(aerodynamische weerstand = 70 s m -1 , gewashoogte = 12 cm, albedo = 0.23). De tweedemogelijkheid is om niet uit te gaan van het standaard referentiegewas, maar uit te gaan vande werkelijke gewasgegevens (gewasweerstand, hoogte en albedo; één-stap benadering,paragraaf 5.2.1.6). Figuur 10 geeft deze drie invoer opties weer.Input of basic meteorological dataInput of refererence evapotranspirationApply Penman-Monteithwith actual crop dataApply Penman-Monteith withreference crop data and crop factorApply crop factorEvapotranspiration of wet and dry uniform canopy and of wet soil (E t_w0 , E t_p0 , E s_p0 )Divide over soil and crop using either leaf area index or soil coverInterception (P i )Potential transpiration (E t_p ) Potential soil evaporation (E s_p )Water stressReduce to maximum soil water fluxSalinity stressIf selected, in addition reduce with empiricalsoil evaporation methodActual transpiration (E t )Actual soil evaporation (E s )Figuur 11: Methode toegepast in SWAP om de actuele transpiratie en bodemverdampingvan gedeeltelijk bedekte bodems te berekenen (uit Kroes et al. (2009)).Tijdens groeiseizoenen simuleert SWAP bodemverdamping, transpiratie eninterceptieverdamping afzonderlijk. Daartoe berekent SWAP drie verschillendeverdampingsgrootheden (Kroes et al., 2008; Van Dam et al., 2008):(i) E t_w0: de verdampingsflux (m d -1 ) van een nat gewas dat de bodem volledig bedekt;(ii) E t_p0: de verdampingsflux (m d -1 ) van een droog gewas dat de bodem volledig bedekt;(iii) E s_p0: de verdampingsflux (m d -1 ) van een kale natte bodem.Bij gebruik van Penman-Monteith berekent SWAP deze grootheden door de waarden vangewasweerstand, hoogte en albedo te gebruiken die gelden voor respectievelijk een natgewas, een droog gewas en een natte bodem. Zoals besproken in paragraaf 5.2.1.1 is dat nietmogelijk bij het gebruik van gewasfactoren, omdat bij het afleiden van deze gewasfactoren inhet algemeen geen onderscheid is gemaakt in transpiratie, bodemverdamping en interceptie.Daarom worden voor gewasfactoren in combinatie met referentieverdamping bovenstaandegrootheden door SWAP als volgt afgeleid:Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum21

Et_w0 = KcE ref(0.18)Et_p0 = KcE ref(0.19)Es_p0 = KsoilE ref(0.20)waarin K soil de ‘gewasfactor’ voor kale grond is. Waarden voor gewasfactoren tijdens hetgroeiseizoen worden gegeven door Feddes (1987) voor Makkink referentieverdamping endoor Allen et al. (1998) voor Penman-Monteith referentieverdamping.De volgende stap is de ‘partitionering’ van de fluxen E t_w0, E t_p0 en E s_p0 voor het actuele,groeiende gewas over interceptie, potentiële transpiratie en potentiële bodemverdamping(Figuur 10). Gedurende de periode dat het gewas nat is, wordt verondersteld dat allebeschikbare stralingsenergie gebruikt wordt voor verdamping van interceptiewater en deandere verdampingstermen zijn uitgeschakeld. De effectieve tijdfractie W frac (-) dat het gewasnat is volgt dan uit:Wfrac= CEt_w0(0.21)Vervolgens wordt de potentiële bodemverdamping uitgerekend. Deze bevat eenreductiefactor voor de mate waarin de bodem wordt beschaduwd door het vegetatiedek. Erwordt aangenomen dat de netto straling onder het dek afneemt met een exponentiële functievan de Leaf Area Index (LAI) en dat de bodemwarmteflux kan worden genegeerd (Belmanset al., 1983; Goudriaan, 1977). In combinatie met de reductie voor de activiteit van deinterceptieverdamping geeft dit:−κ( )gr LAIs_p s_p0e 1fracE = E − W(0.22)waarin E s_p de potentiële bodemverdamping is van gedeeltelijk bedekte gronden (m d -1 ), LAIde Leaf Area Index van het vegetatiedek (m 2 blad m -2 grond), en κ gr de extinctiecoëfficiëntvoor kortgolvige straling (-). De reductie van potentiële naar actuele bodemverdampingwordt vervolgens gedaan met de methode van Black et al. (1969) of Boesten en Stroosnijder(1986).De potentiële transpiratie volgt uit een reductie voor de periode dat het gewas nat is en voorde bodemverdamping:( 1 )E = E −W − E (0.23)t_p t_p0 frac s_pwaarin E t_p de potentiële transpiratie (m d -1 ) van een gewas dat gedeeltelijk de grond bedekt.Hierbij is aangenomen dat de straling die het bodemoppervlak bereikt niet beschikbaar isvoor transpiratie, ook al wordt de bodemverdamping gereduceerd ten opzichte van depotentiële waarde. Deze rekenwijze voorkomt het berekenen van te grotetranspiratiewaarden (Kroes et al., 2008; Van Dam et al., 2008).Voor het berekenen van reducties in de wateropname door te droge (watertekort) en te natte(zuurstoftekort) omstandigheden wordt de reductiefunctie van Feddes et al. (1978) gebruikt(Figuur 7). Recent is voor de berekening van de wateropname van wortels onder droogte eenmechanistische benadering toegevoegd (de Jong van Lier et al., 2008; Metselaar en de Jongvan Lier, 2007), waarmee de compensatie van reductie in wateropname door wateropnamedoor wortels in relatief natte lagen wordt beschouwd (zie paragraaf 5.2.1.5). Naast tekort aanwater en zuurstof beschrijft SWAP de transpiratiereductie als gevolg van overmaat aan zout(zie paragraaf 5.2.1.5).MetaSWAPMetaSWAP (Van Walsum en Groenendijk, 2006) is een modelcode voor de simulatie vanprocessen in een SVAT-kolom. Het wordt als in-house model meegeleverd bij hetmodelraamwerk SIMGRO (Van Walsum en Veldhuizen, 2011; Van Walsum et al., 2011) en isActuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum22

een zogenaamd ‘metamodel’ van SWAP. Toepassing van het model vereist dat eerst eendatabase wordt aangemaakt met een groot aantal stationaire SWAP-simulaties. Om hetinformatieverlies dat bij de vereenvoudiging optreedt te compenseren is het nodig omMetaSWAP te kalibreren en te valideren op SWAP. Een uitgebreide beschrijving van hoemetaSWAP kan worden toegepast in hydrologische modellen is gegeven in paragraaf 5.3.3(verdamping in het NHI).SWAPSVegetatie beïnvloedt het klimaat door haar invloed op de energie- en waterbalans van hetlandoppervlak. Zogenaamde ‘Soil-Vegetation-Atmosphere Transfer’ (SVAT) schema’sbeschouwen de rol van vegetatie in de water- en energiebalans. SVAT-modellen simulerenenergie- en massa-overdracht tussen de bodem, de vegetatie en de atmosfeer en wordenvooral gebruikt voor het bepalen van de totale verdamping, energie-uitwisseling aan hetoppervlak en onderdelen van de waterbalans (Olioso et al., 2005).Veelal is er in modellen die de wisselwerking tussen bodem, water, atmosfeer en plantbeschrijven een discrepantie in het detailniveau waarop verschillende fysische processenworden beschreven. Het zwaartepunt ligt meestal of bij bodemvocht, of bij de atmosferischegrenslaag (Ashby, 1999). Zo ligt het zwaartepunt van SWAP op het optimaal beschrijven vanbodemvochtcondities, en wordt de wisselwerking met de atmosfeer relatief eenvoudigbeschreven. Voor een betere balans is bij het toenmalige DLO-Staringcentrum het modelSWAPS (Ashby, 1999) ontwikkeld, waarin boven- en ondergrondse processen in eenzelfdedetailniveau worden beschreven. Hierdoor wordt de energiebalans in SWAPS in meer detailbeschreven dan in SWAP. SWAPS maakt gebruik van de Shuttleworth-Wallace methode voorde berekening van de verdamping. Interceptie wordt in detail beschreven, waarbijonderscheid gemaakt wordt in vrije doorval en doorval via de stam.SWAPS wordt gebruikt in meteorologische- en klimaatmodellen op regionale schaal (TerMaat et al., 2010), maar biedt ook mogelijkheden om bijvoorbeeld grondwatermodellen teverbeteren door zowel de water- als de energiebalans te sluiten. Met name buiten Nederlandvinden hierin belangrijke ontwikkelingen plaats (zie paragraaf 5.4).5.3.3. Verdamping in het NHIIn het NHI is een tweeledige gewasfactormethode met uitbreiding naar een interceptietermgebruikt, die zowel in SWAP als in metaSWAP is geïmplementeerd. De methode wijkt openkele onderdelen af van de standaard methode zoals bij de paragraaf over ‘SWAP’ isbeschreven. Uitgangspunt van de rekenwijze is de tweeledige gewasfactormethode van deFAO (zie ook vgl 0.2):EE= K E(0.24)t_p cb ref= K E(0.25)s_p e refwaarin E t_p de potentiële transpiratie is, E s_p de potentiële bodemverdamping is, K cb degewasfactor is van een droog bladoppervlak (Eng: basal crop coefficient), en K e deverdampingsfactor is van een nat bodemoppervlak dat gedeeltelijk wordt beschaduwd doorde vegetatie. De tweeledige methode heeft als voordeel boven de standaard ‘éénledige’methode (zie vorige paragraaf) dat de gewasfactor en de bodemverdampingsfactoronafhankelijk van elkaar een waarde kunnen worden toegekend. Het voordeel daarvan blijktonder andere wanneer het effect van CO 2-verandering moet worden ingebracht. Meestalwordt dat effect gegeven als een procentuele verandering van de transpiratie. In de éénledigemethode moet dat via een omrekening worden verwerkt in de K c. Die omrekening verschilt alnaar gelang het aandeel van de transpiratie en van bodemverdamping. In de tweeledigemethode kan het CO 2-effect direct worden verrekend door een procentuele aanpassing vande K cb die voor het hele seizoen geldt. De tweeledige methode biedt ook meer ruimte om hetverband te leggen met de gewasontwikkeling in de vorm van de Leaf Area Index (LAI). Datverband verbetert de ‘klimaatbestendigheid’ van de rekenwijze.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum23

De interceptieverdamping van een nat bladoppervlak is hoger dan de verdamping van eendroog oppervlak. In de oorspronkelijke tweeledige methode van de FAO wordt dit effectingebracht door de K cb-factor na een bui tijdelijk te verhogen. Hier wordt de voorkeurgegeven aan het apart modelleren van het interceptieproces. Daartoe is de tweeledigemethode op de volgende manier uitgebreid met een derde factor Van Walsum en Supit(2012); (Van Walsum et al., 2012):E= K E(0.26)i_p i refwaarin K i de gewasfactor is van een nat bladoppervlak (K i >K cb). Hiervoor wordt een vasteverhouding tot K cb genomen (factor 1.2). De actuele interceptieverdamping E ia en ‘doorval’worden bepaald met de methode van (Rutter et al., 1971). De originele methode bevat eenlineaire relatie tussen verzadigingsgraad van het bladoppervlak en de relatieveinterceptieverdamping. Dat heeft tot gevolg dat het oneindig lang duurt voordat hetoppervlak droog wordt. In (Van Walsum en Supit, 2012) wordt een rekenwijze gepresenteerdwaarbij een discontinu verband kan worden gebruikt, met een ‘opstartwaarde’ van deverdampingsreductiefactor.Er wordt van uitgegaan dat gedurende de tijd dat de interceptieverdamping actief is detranspiratie wordt onderdrukt. De tijdsfractie dat dit gebeurt wordt bepaald door deverhouding tussen de actuele en potentiële interceptieverdamping:t = E / E(0.27)i_frac i_a i_pDeze tijdsfractie wordt vervolgens gebruikt om de potentiële transpiratie te berekenen metE = K (1- t ) E(0.28)t_p cb i_frac refDe actuele transpiratie wordt vervolgens bepaald op dezelfde wijze als beschreven bij deeenledige methode.ParametriseringDe waarden van de vegetatie-specifieke parameters worden bepaald op basis van de LeafArea Index (LAI). De voorkeur wordt gegeven aan deze parameter boven bijvoorbeeld hetfysiologische ontwikkelstadium, omdat de LAI ook gevoelig is voor de CO 2-concentratie vande atmosfeer. De gebruikte LAI-waarden kunnen gemiddelden zijn voor een bepaalde dagvan het jaar (“statisch” model) of waarden die per rekendag worden ontleend aan degekoppelde simulatie van de vegetatie-ontwikkeling (“dynamisch” model). Voor degewassimulatie wordt gebruik gemaakt van WOFOST (Supit et al., 1994). De LAI wordtgebruikt op de volgende manieren: in de fractie van de straling die het grondoppervlakbereikt (zie de eenledige methode, vgl 0.22); in de gewasfactor van transpiratie K cb; in deinterceptiefractie van de regenval, in de interceptiecapaciteit, en in de gewasfactor vaninterceptieverdamping K i. Een overzicht van de koppeling met WOFOST wordt gegeven inFiguur 12.De parameters die het verband leggen met de LAI zijn afgeleid van 30-jarige runs (1971-2000)met het gekoppelde WOFOST-model, voor een optimaal van water voorzien gewas. Geijkt isop de decadetabel van gewasfactoren van Feddes (1987). De ijkingsprocedure legt hetverband tussen K cb en de LAI in de vorm van een tabelfunctie (Van Walsum en Supit, 2012),zie Figuur 13. Aangenomen is dat K i = 1.2 K cb.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum24

Figuur 12: Koppeling (Meta)SWAP met WOFOSTFiguur 13: Afgeleid verband tussen LAI en gewasfactor, voor gras en aardappelen (uit VanWalsum en Supit (2012)).5.3.4. Verdamping in oppervlaktewatermodel SOBEK-(RR)De oorsprong van SOBEK is een model dat openwater processen simuleert en staat bekendonder CF: Channel Flow. Omdat de focus van SOBEK-CF op hydraulica ligt, wordt hethydrologische proces van openwaterverdamping niet meegenomen. Om toch de completehydrologisch cyclus te modeleren zijn er verschillende modules te koppelen aan SOBEK.Voor verdamping is de module RR (Rainfall Runoff) de meest belangrijke. SOBEK-RR is eenpuntmodel, ook wel bakjesmodel genoemd, waarbij verschillende deelgebieden wordengeschematiseerd als reservoirs (bakjes). Verdamping wordt hierbij op een eenvoudige wijzeberekend als functie van de referentieverdamping, landgebruik en vochttoestand in hetreservoir. SOBEK-RR is een veel gebruikt neerslag-afvoermodel in de Nederlandsewaterwereld voor hoogwater- en normeringsstudies, maar ook voor jaarrondsimulaties enwaterbalansstudies (Prinsen et al., 2009). Door de koppeling met CAPSIM als module voor deonverzadigde zone, worden ook hydrologische processen in de wortelzone beschreven,Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum25

waaronder verdampingsreductie. CAPSIM is door SC-DLO (Alterra) ontwikkeld en is eenquasi-stationaire benadering van de onverzadigde zone. Van tijdstap naar tijdstap bepaaltCAPSIM het evenwichtsvochtgehalte als functie van grondwaterstand, gewas- en bodemtypevia tabellen, die zijn ingevuld op basis van CAPSEV-berekeningen (Wesseling, 1991a). Opbasis van deze tabellen bepaalt SOBEK-RR de grondwateraanvulling. CAPSIM werd ookgebruikt in eerdere versies van SIMGRO, maar is daarin vervangen door MetaSWAP.CAPSIM wordt in diverse hydrologische modellen gebruikt voor de berekening van degrondwateraanvulling, en kan gezien worden als de voorloper van MetaSWAP.Steeds vaker echter wordt SOBEK gebruikt in combinatie met andere modellen om zodoendede neerslag-verdamping-afvoer processen nauwkeuriger te bepalen. Voor SOBEK is danalleen de openwatermodule van belang (Droogers, 2009).5.4. Gekoppelde water- en energiebalans: internationale ontwikkelingenOok buiten Nederland worden in hydrologische modellen vergelijkbare methodes gebruiktals voor hydrologische analyses binnen Nederland. Echter, een belangrijk verschil in deomgang met verdamping in (hydrologische) modellen op Nederlandse schaal enontwikkelingen die gaande zijn op Europese of globale schaal vinden we in de zogenaamdelandoppervlaktemodellen (‘land surface models’ LSM). LSM’s, die in eerste instantieontwikkeld zijn om randvoorwaarden te leveren voor klimaatmodellen, berekenen deverdamping door het oplossen van de gekoppelde water- en energiebalans. Nu wordt dezekennis veelal gebruikt in klimaatmodellen, maar voor een robuuste berekening vanverdamping in hydrologische simulaties bieden deze modellen belangrijke mogelijkheden.Zeker in het kader van het simuleren van de effecten van klimaatverandering of veranderingin landgebruik op onderdelen van de waterbalans is dat zo.Eenvoudige hydrologische modellen, met een eenvoudige beschrijving van onder andere deverdamping, zijn vaak prima in staat om bijvoorbeeld historische afvoeren te simulerendoordat ze eenvoudig te kalibreren zijn. Maar of de kalibratieparameters ook nog geldig zijnonder een veranderend klimaat, en of een model dus betrouwbare voorspellingen levert, ismaar zeer de vraag (Hurkmans et al., 2009). Voor robuuste hydrologische simulaties, in hetbijzonder onder omstandigheden anders dan die waarop een model is gekalibreerd, is eenfysische, op processen gebaseerde beschouwing van de gekoppelde water- en energiebalansvan belang.Deze koppeling vindt plaats op het raakvlak van hydrologie, ecologie en meteorologie.Internationaal worden modellen ontwikkeld waarin de koppeling wordt gerealiseerd, veelalingegeven vanuit het doel om de klimatologische omstandigheden aan het oppervlak goed tebeschrijven. Maar ook geredeneerd vanuit de hydrologische vraagstukken krijgen conditiesaan het oppervlak een plaats. Van beide invalshoeken geven we hier een kort overzicht.5.4.1. SVAT-schema’s en landoppervlaktemodellenVegetatie beïnvloedt het klimaat door haar invloed op de energie- en waterbalans van hetlandoppervlak. Zogenaamde ‘Soil-Vegetation-Atmosphere Transfer’ (SVAT) schema’sbeschouwen de rol van vegetatie in de water- en energiebalans. SVAT-modellen simulerenenergie- en massa-overdracht tussen de bodem, de vegetatie en de atmosfeer. SVATmodellenworden vooral gebruikt voor het bepalen van energie-uitwisseling aan hetoppervlak en onderdelen van de waterbalans (Olioso et al., 2005). In zulke schema’s wordende eigenschappen van de vegetatie, in het bijzonder LAI (Leaf Area Index; de verhoudingtussen blad- en grondoppervlak) en stomatale weerstand, expliciet beschreven (Arora, 2002).LAI en stomatale weerstand zijn ook belangrijke variabelen in de parametrisering vanverdamping in fysische hydrologische modellen.Bodemvocht is de belangrijkste link tussen klimaat en vegetatie. Zo beïnvloedt het klimaat,afhankelijk van de vegetatie, bodemvocht via verdamping. Bodemvocht en klimaat bepalenActuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum26

weer het type vegetatie; de eigenschappen van de vegetatie (bijvoorbeeld gras of bos) enklimaat beïnvloeden het bodemvocht (Arora, 2002).Een overzicht van SVAT schema’s is gegeven door Philips et al. (2005) en Arora (2002).Voorbeelden zijn MOSES-SVAT (Cox et al., 1999) van het UK Meteorological Office, ISBASVAT (Viterbo en Beljaars, 1995) van het Centre National de Recherches Meteorologiques,ECMVF SVAT (Viterbo en Beljaars, 1995) van het European Centre for Medium-rangeWeather Forecasts, en de recente versie van dit model, TESSEL (Voogt et al., 2006). Dit soortmodellen beschrijft processen aan het landoppervlak: temperatuur, neerslag, latentewarmteflux en voelbare warmteflux en worden bijvoorbeeld ingezet in de zogenaamdeGlobal Circulation Models (GCM’s). Daarnaast zijn er ook modellen die zich richten op hetdynamisch simuleren van de vegetatieontwikkeling (Dynamic Vegetation Models, DVM’s),zoals LPJ (Gerten et al., 2004; Sitch et al., 2003).In vroege versies van LSM’s en DVM’s is waterhuishouding veelal opgelegd, en op hetoptimaal simuleren van de hydrologische omstandigheden lag niet de meeste nadruk. Dat isechter wel waar hydrologen in geïnteresseerd zijn: optimale hydrologische berekeningen,waarvan een optimale beschrijving van de actuele verdamping impliciet deel uitmaakt.Recente ontwikkelingen laten echter zien dat de hydrologie een steeds belangrijkere rol krijgtin LSM’s en DVM’s. Een voorbeeld van zo’n LSM is H(ydrology)-Tessel (Figuur 14) (Balsamoet al., 2009) en voorbeelden van DVM’s zijn LPJmL (Lund-Potsdam-Jena managed LandDynamic Global Vegetation and Water Balance Model) (Bondeau et al., 2007), ORCHIDEE(Organizing Carbon and Hydrology in Dynamic Ecosystems (Alkama et al., 2010)) en Jules(Joint UK Land Environment Simulator) (Blyth et al., 2009). Voor een recent overzicht van envergelijking tussen verschillende modellen verwijzen we naar Haddeland et al. (2011).Figuur 14: Overzicht van het LSM TESSEL (a) en de toevoeging van de ruimtelijkestructuur in H-TESSEL, waarmee de waterhuishouding in het model is verwerkt (uitBalsamo et al. (2009)).5.4.2. SVAT-schema’s en hydrologische modellenAfhankelijk van de ruimtelijke en temporele schaal, kan voor hydrologische toepassingen dedirecte wisselwerking tussen vegetatie en klimaat al dan niet genegeerd kunnen worden. Inklimaatstudies dient bijvoorbeeld rekening gehouden te worden met het effect van deatmosferische CO 2-concentratie op de stomatale weerstand van de vegetatie en hiermee opverdamping en bodemvocht. Voor hydrologische studies op kleinere ruimtelijke entemporele schaal worden deze effecten dikwijls genegeerd. De wisselwerking tussenActuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum27

atmosfeer, vegetatie en bodemvocht (transpiratie en het effect van bodemvocht op vegetatieeigenschappen)speelt in hydrologische modellen sowieso onmiskenbaar een rol (Arora,2002).Expliciete beschouwing van de vegetatie is nodig in hydrologische modellen, om eenbetrouwbare schatting te maken van de hoeveelheid neerslag die bijdraagt aan bijvoorbeeldde grondwateraanvulling of rivierafvoeren. Schattingen van de actuele verdamping wordt inde meeste hydrologische modellen verkregen door het schalen van de potentiële verdampingvia empirische functies van bodemvocht en vegetatie. Slechts een beperkt aantalhydrologische modellen beschouwt de vegetatie als een aparte component, waarin LAI(beïnvloedt transpiratie, interceptie en verdamping van interceptiewater) en stomataleweerstand gebruikt worden voor het bepalen van actuele verdamping (Arora, 2002).Voorbeelden hiervan zijn DHVM (Distributed Hydrology-Vegetation Modeland (Wigmostaet al., 2002; Wigmosta et al., 1994)), MIKE/SHE (Abbott et al., 1986a; Abbott et al., 1986b) enrecent tRIBS+VEGGIE (Ivanov et al., 2008a; Ivanov et al., 2008b).Er zijn wel aanzienlijke verschillen in fysische onderbouwing van de modellen. Hier noemenwe enkele modellen in volgorde van toenemende complexiteit waarmee de verdampingbeschreven wordt.Eén van de meest toegepaste hydrologische modellen internationaal is het SWAT model.SWAT staat voor Soil Water Assessment Tool en is een stroomgebiedmodel dat ontwikkeld isom hydrologische processen te kwantificeren. SWAT is in de public domain en is ontwikkelden wordt actief ondersteund door de USDA Agricultural Research Service in Texas, USA. Hetverdampingsconcept in SWAT is gebaseerd op de aanpak van een referentieverdamping, diewordt omgezet in een potentiële gewasverdamping en vervolgens wordt door eventueelvochttekort de actuele verdamping berekend. In SWAT wordt de referentieverdampinguitgerekend aan de hand van of Penman-Monteith, Priestly-Taylor of Hargreaves. De actueleverdamping wordt vervolgens afzonderlijk bepaald voor interceptiewater, bodem- (ofsneeuw)verdamping en transpiratie (net zoals in SWAP gebeurt). Gewasgroei wordt in hetmodel gesimuleerd. Details van deze methode kunnen gevonden worden in de SWAThandleiding(Neitsch et al., 2011).DHVM (Wigmosta et al., 1994) is een ruimtelijk hydrologisch model en omvatinterceptieverdamping, bodemverdamping en transpiratie. Behalve de waterbalans wordtook de energiebalans expliciet gesimuleerd. De vegetatie heeft vaste eigenschappen en er isdus geen gewasgroei.MIKE-SHE is een fysisch gebaseerd ruimtelijk hydrologisch model, waarvan verdamping eenvan de componenten is. De onverzadigde zone in MIKE-SHE kan worden onverdeeld inverschillende compartimenten, equivalent aan SWAP. Potentiële verdamping wordtberekend met de Penman-Monteith vergelijking. Op basis van deze potentiële verdamping,wordt met het model van Kristensen en Jensen (1975) de actuele verdamping berekend. Demethode van Kristensen en Jensen (1975) beschouwt het effect op de actuele verdamping vande dichtheid van de bladeren, vocht in de wortelzone, interceptie van de vegetatie en van detoplaag van de bodem, en de temporele verdeling van de neerslag. Toepassingen van hetmodel zijn beschreven in Stoll et al. (2011) en Vázquez en Feyen (2003).VIC (‘Variable Infiltration Capacity’ (Liang et al., 1994)) is een hydrologisch model, bedoeldvoor toepassing op grote ruimtelijke schaal, dat de volledige water- en energiebalans oplost.Het is bijvoorbeeld toegepast om de effecten van landgebruiksveranderingen op de afvoervan het stroomgebied van de Rijn te simuleren (Hurkmans et al., 2009). Als motivatie voorhet gebruik van VIC voor deze studie schrijft Hurkmans et al. (2009) dat met eenlandoppervlaktemodel als VIC landgebruik op een fysisch gebaseerde manier wordtgesimuleerd. Daarvoor moeten voor elk type landgebruik fysisch interpreteerbare enmeetbare parameters toegekend worden, zoals weerstanden van de vegetatie (voor dePenman-Monteith vergelijking), albedo, ruwheidslengtes en bladoppervlakte-indices.Hurkmans et al. (2009) prefereren deze aanpak boven louter waterbalansmodellen, omdat indergelijke modellen landgebruik vaak enkel wordt beschouwd door de referentieverdampingActuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum28

te vermenigvuldigen met een factor waarop soms ook nog gekalibreerd wordt. Gebruik vaneen landoppervlaktemodel maakt het dus mogelijk om de effecten van veranderingen inklimaat, maar ook landgebruik op de afvoer beter te onderzoeken.Figuur 15: Schematisatie van het model VIC dat zowel de water- als de energiebalansbeschrijft (uithttp://www.hydro.washington.edu/Lettenmaier/Models/VIC/Overview/ModelOverview.shtml).tRIBS+VEGGIE (Ivanov et al., 2008a; Ivanov et al., 2008b) toont een verdere vooruitgang inhet oplossen van zowel de water- als de energiebalans en de koppeling met de dynamiek vande vegetatie in hydrologische modellen. Voor hydrologische studies op kleine ruimtelijke entemporele schaal wordt de dynamiek van de vegetatie dikwijls genegeerd. tRIBS+VEGGIEbeschrijft echter de dynamische wisselwerking tussen vegetatie, water, en energie door dekoppelingen op verschillende tijdschalen te beschouwen. Deze variëren van uurlijkse totjaarlijkse waarden. Stomatale weerstand is gekoppeld aan fotosynthese en hiermee groei. Hetmodel combineert processen in de energiebalans (absorptie, reflectie, en transmissie vankortgolvige straling; absorptie, reflectie en emissie van langgolvige straling; voelbare enlatente hittefluxen; verdeling van latente warmte in verdamping van interceptiewater enbodem; transpiratie; stomatale fysiologie; hitteflux van de bodem); hydrologische processen(interceptie, doorval van interceptiewater, afstroming van interceptiewater via de stam;infiltratie in een bodem met meerdere compartimenten; lateraal watertransport in deonverzadigde en verzadigde zone; oppervlakkige afstroming); en processen in deActuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum29

vegetatiedynamiek (fotosynthese en groei; plant respiratie; turnover en afbraak; vastleggenvan koolstof).Een overzicht van parameterwaarden voor vegetatie-eigenschappen in (ecologische) enhydrologische modellen is gegeven in Breuer et al. (2003). Tabel 4 geeft een overzicht van deordegrootte van enkele parameters, waarmee de vegetatie-eigenschappen in modellengeparametriseerd kunnen worden. Vanzelfsprekend moet de onderlinge afhankelijkheid vande parameterwaarden daarbij altijd in beschouwing worden genomen. Daarnaast is hetgewenst een vergelijkbare lijst samen te stellen specifiek voor Nederlandse omstandigheden.De ontwikkelingen in modellen geven aan dat door het expliciet beschouwen van de rol dievegetatie speelt in het verdampingsproces de effecten van de verandering vanbodemverdamping, transpiratie en interceptieverdamping op de waterbalans wordenbeschreven. Zo beïnvloedt de wisselwerking van water en energie tussen bodem, vegetatie ende atmosferische grenslaag de luchtvochtigheid en –temperatuur, welke op hun beurt hetregionale klimaat beïnvloeden. Als bijvoorbeeld het bodemvocht beperkend is voor optimaletranspiratie van de vegetatie, en de planten hun huidmondjes (stomata) sluiten, vermindertde latente warmteflux. Dit beïnvloedt atmosferische condities waardoor de aanvoer vanwarme en droge lucht toeneemt, waardoor het bodemvochttekort verder toeneemt(Entekhabi et al., 1999). Het nut van SVAT-schema’s in hydrologische modellen is daarmeeevident. Bovendien bieden gegevens van vegetatie-eigenschappen zoals gegeven in Tabel 4houvast om deze SVAT-schema’s ook daadwerkelijk te parametriseren en praktischtoepasbaar te maken.Het belang van vegetatie in hydrologische modellen en het expliciet onderscheiden vanbodemverdamping, transpiratie en interceptieverdamping wordt meer en meer erkend(Brooks et al., 2011; Jackson et al., 2009). De wisselwerking tussen bodemvocht, vegetatie enatmosfeer krijgt steeds meer aandacht, en vormt een groot aandeel van het onderzoek binnende hedendaagse ecohydrologie (zie bijvoorbeeld Brolsma et al., 2010; Daly et al., 2004;Porporato et al., 2002; Porporato et al., 2001; Rodriguez-Iturbe en Porporato, 2005; Rodriguez-Iturbe et al., 2001). Deze onderzoeken geven aan dat de ontwikkeling naar integratie vanhydrologische, ecologische en klimatologische modellen niet alleen grootschalige (globale)toepassingen betreft.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum30

Tabel 4: Parameterwaarden (gemiddelde, mediaan, minimum en maximum) voorbegroeiingstypen in gematigde ecosystemen (uit Breuer et al. (2003)).gewassen kruiden, naaldbos loofbos struiken ondergroei totaalgrassenMinimum albedo (a)Gemiddelde 0.2 0.19 0.11 0.21 0.25Min 0.1 0.02 0.05 0.09 0.1Max 0.28 0.36 0.17 0.32 0.37Mediaan 0.2 0.2 0.1 0.23 0.3S.D. 0.05 0.07 0.03 0.05 0.1Aantal waarnemingen 36 28 19 37 7 127Maximum albedo (a)Gemiddelde 0.24 0.27 0.14 0.27 0.29Min 0.18 0.05 0.06 0.18 0.1Max 0.32 0.42 0.23 0.36 0.44Mediaan 0.24 0.27 0.14 0.28 0.37S.D. 0.03 0.07 0.05 0.05 0.14Aantal waarnemingen 36 28 19 37 7 127Stomatale weerstand gs(mm/s)Gemiddelde 6.1 6.2 2.5 3.8 7.3Min 1 0.8 0.5 0.8 1Max 23.8 33.1 7.4 11.7 37.5Mediaan 5 5.2 2 3.1 3.3S.D. 4.3 6 1.6 2.5 9.1Aantal waarnemingen 62 82 53 82 20 299Maximum planthoogte Hmax(m)Gemiddelde 1.44 1.35 n.d. n.d.Min 0.3 0.3 n.d. n.d.Max 5 3.3 n.d. n.d.Aantal waarnemingen 41 43 n.d. n.d. 84Interceptiecapaciteit Ic (mm)Gemiddelde 2.6 1.9 1.9 1 1.1 3.5Min 0.6 0.7 0.1 0.2 0.3 0.5Max 6 3.6 9.1 2.7 2 11.2Mediaan 2.6 1.9 1.3 0.8 1 1.8S.D. 1.4 1 1.7 0.6 0.5 3.7Aantal waarnemingen 12 10 74 30 21 9 157Leaf area index LAIGemiddelde 3.8 6.2 6.3 5.4 3.7 1.8Min 1.8 0.4 0.6 2 0.5 0.2Max 10 16.2 23.5 10 13.1 13.3Mediaan 3.6 5.9 5.1 5.5 2.8 1S.D. 1.6 3.8 4.3 1.7 3.1 3.1Aantal waarnemingen 37 77 106 68 13 17 318Maximum worteldiepte RDmax(m)Gemiddelde 1.43 0.93 2.1 1.9Min 0.5 0.14 0.4 0.5Max 3.8 3.04 6 12Mediaan 1.3 0.8 1.8 1.4S.D. 0.63 0.56 1.31 1.82Aantal waarnemingen 86 41 37 63 227Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum31

5.5. ReferentiesAbbott, M.B., Bathurst, J.C., Cunge, J.A., O'Connell, P.E., Rasmussen, J., 1986a. Anintroduction to the European Hydrological System -- Systeme HydrologiqueEuropeen, "SHE", 1: History and philosophy of a physically-based, distributedmodelling system. J Hydrol, 87(1-2): 45-59.Abbott, M.B., Bathurst, J.C., Cunge, J.A., O'Connell, P.E., Rasmussen, J., 1986b. Anintroduction to the European Hydrological System -- Systeme HydrologiqueEuropeen, "SHE", 2: Structure of a physically-based, distributed modelling system. JHydrol, 87(1-2): 61-77.Alkama, R., Kageyama, M., Ramstein, G., 2010. Relative contributions of climate change,stomatal closure, and leaf area index changes to 20th and 21st century runoff change:A modelling approach using the Organizing Carbon and Hydrology in DynamicEcosystems (ORCHIDEE) land surface model. J Geophys Res, 115(D17): D17112.Allen, R.G., 2005. Penman-Monteith Equation. In: D. Hillel, J.L.H., D.S. Powlson, C.Rosenzweig, K.M. Scow, M.J. Singer, D.L. Sparks (Ed.), Encyclopedia of soils in theenvironment. Elsevier Academic Press, Amsterdam, pp. 2119.Allen, R.G., Pereira, L.S., Raes, D., Smith, M., 1998. Crop evapotranspiration - Guidelines forcomputing crop water requirements FAO Irrigation and drainage paper, 56. FAO -Food and Agriculture Organization of the United Nations, Rome.Allen, R.G., Pereira, L.S., Smith, M., Raes, D., Wright, J.L., 2005. FAO-56 Dual crop coefficientmethod for estimating evaporation from soil and application extensions. Journal ofIrrigation and Drainage Engineering, 1(2): 2-13.Andréassian, V., Perrin, C., Michel, C., 2004. Impact of imperfect potential evapotranspirationknowledge on the efficiency and parameters of watershed models. J Hydrol, 286(1-4):19-35.Arora, V.K., 2002. Modeling vegetation as a dynamic component in soil-vegetationatmospheretransfer schemes and hydrological models. Reviews of Geophysics, 40(2):3-1.Arora, V.K., Boer, G.J., 2003. A Representation of Variable Root Distribution in DynamicVegetation Models. Earth Interactions, 7.Ashby, M., 1999. Modelling the water and energy balances of Amazonian rainforest andpasture using Anglo-Brazilian Amazonian climate observation study data. Agric ForMeteorol, 94(2): 79-101.Balsamo, G. et al., 2009. A Revised Hydrology for the ECMWF Model: Verification from FieldSite to Terrestrial Water Storage and Impact in the Integrated Forecast System.Journal of Hydrometeorology, 10(3): 623-643.Bartholomeus, R.P., Witte, J.P.M., Van Bodegom, P.M., Van Dam, J.C., Aerts, R., 2008. Criticalsoil conditions for oxygen stress to plant roots: substituting the Feddes-function by aprocess-based model. J Hydrol, 360: 147-165.Belmans, C., Wesseling, J.G., Feddes, R.A., 1983. Simulation model of the water balance of acropped soil: SWATRE. J Hydrol, 63(3-4): 271-286.Black, T.A., Gardner, W.R., Thurtell, G.W., 1969. The Prediction of Evaporation, Drainage,and Soil Water Storage for a Bare Soil. Soil Sci Soc Am J, 33(5): 655-660.Blyth, E. et al., 2009. Evaluating the JULES Land Surface Model Energy Fluxes UsingFLUXNET Data. Journal of Hydrometeorology, 11(2): 509-519.Boesten, J.J.T.I., Stroosnijder, L., 1986. Simple model for daily evaporation from fallow tilledsoil under spring conditions in a temperate climate. Neth J Agric Sci, 34: 75-90.Bondeau, A. et al., 2007. Modelling the role of agriculture for the 20th century globalterrestrial carbon balance. Global Change Biol, 13(3): 679-706.Bosveld, F.C., Bouten, W., 2001. Evaluation of transpiration models with observations over aDouglas-fir forest. Agric For Meteorol, 108(4): 247-264.Bosveld, F.C., Bouten, W., 2003. Evaluating a Model of Evaporation and Transpiration withObservations in a Partially Wet Douglas-Fir Forest. Boundary-layer Meteorology,108(3): 365-396.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum32

Braud, I., Dantas-Antonino, A.C., Vauclin, M., Thony, J.L., Ruelle, P., 1995. A simple soilplant-atmospheretransfer model (SiSPAT) development and field verification. JHydrol, 166(3-4): 213-250.Breuer, L., Eckhardt, K., Frede, H.-G., 2003. Plant parameter values for models in temperateclimates. Ecol Model, 169(2–3): 237-293.Brolsma, R.J., Karssenberg, D., Bierkens, M.F.P., 2010. Vegetation competition model forwater and light limitation. I: Model description, one-dimensional competition and theinfluence of groundwater. Ecol Model, 221(10): 1348-1363.Brooks, P.D., Troch, P.A., Durcik, M., Gallo, E., Schlegel, M., 2011. Quantifying regional scaleecosystem response to changes in precipitation: Not all rain is created equal. WaterResour. Res., 47(7): W00J08.Carlyle-Moses, D.E., Gash, J.H.C., 2011. Rainfall Interception Loss by Forest CanopiesForest Hydrology and Biogeochemistry. In: Levia, D.F., Carlyle-Moses, D., Tanaka, T. (Eds.).Ecological Studies. Springer Netherlands, pp. 407-423.Cox, P.M. et al., 1999. The impact of new land surface physics on the GCM simulation ofclimate and climate sensitivity. Climate Dynamics, 15(3): 183-203.Daly, E., Porporato, A., Rodriguez-Iturbe, I., 2004. Coupled Dynamics of Photosynthesis,Transpiration, and Soil Water Balance. Part I: Upscaling from Hourly to Daily Level.Journal of Hydrometeorology, 5(3): 546-558.De Boer, H.J. et al., 2011. Climate forcing due to optimization of maximal leaf conductance insubtropical vegetation under rising CO2. PNAS.De Bruin, H.A.R., Keijman, J.Q., 1979. The Priestley-Taylor Evaporation Model Applied to aLarge, Shallow Lake in the Netherlands. Journal of Applied Meteorology, 18(7): 898-903.de Jong van Lier, Q., van Dam, J.C., Metselaar, K., de Jong, R., Duijnisveld, W.H.M., 2008.Macroscopic Root Water Uptake Distribution Using a Matric Flux PotentialApproach. Vadose Zone Journal, 7(3): 1065-1078.Dickson, R.E. et al., 1998. Growth of five hybrid poplar genotypes exposed to interactingelevated CO2 and O3. Can J For Res, 28(11): 1706-1716.Doorenbos, J., Pruitt, W.O., 1977. Crop water requirements; Irrigation and drainage paper No.24, FAO, Rome.Doussan, C., Pagès, L., Vercambre, G., 1998. Modelling of the Hydraulic Architecture of RootSystems: An Integrated Approach to Water Absorption - Model Description. Ann Bot,81(2): 213-223.Droogers, P., 2009. Verbetering bepaling actuele verdamping voor het strategischwaterbeheer; Definitiestudie. STOWA 2009-11, STOWA, Utrecht.Droogers, P., Allen, R.G., 2002. Estimating Reference Evapotranspiration Under InaccurateData Conditions. Irrigation and Drainage Systems, 16(1): 33-45.Droogers, P., Immerzeel, W.W., 2010. Wat is het beste model? H2O Tijdschrift voorwatervoorziening en waterbeheer, 4: 38-41.Droogers, P., Perry, C., 2008. Scenario Based Water Resources Model to Support PolicyMaking. FutureWater report 79.Droogers, P., Van Loon, A., Immerzeel, W., 2008. Quantifying the impact of model inaccuracyin climate change impact assessment studies using an agro-hydrological model.Hydrology and Earth System Sciences, 12: 1-10.Entekhabi, D. et al., 1999. An Agenda for Land Surface Hydrology Research and a Call for theSecond International Hydrological Decade. Bull Am met Soc, 80(10): 2043-2058.Farahani, H.J., Howell, T.A., Shuttleworth, W.J., Bausch, W.C., 2007. Evapotranspiration:Progress in Measurement and Modeling in Agriculture. Transactions of the ASABE,50(5): 1627-1638.Feddes, R.A., 1987. Crop factors in relation to Makkink reference-crop evapotranspiration. In:Hooghart, C. (Ed.), Evaporation and weather. Proceedings and Information. Comm.Hydrological Research TNO, The Hague, pp. 33-47.Feddes, R.A., Kowalik, P., Kolinska-Malinka, K., Zaradny, H., 1976. Simulation of field wateruptake by plants using a soil water dependent root extraction function. J Hydrol, 31:13-26.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum33

Feddes, R.A., Kowalik, P.J., Zaradny, H., 1978. Simulation of field water use and crop yield.Simulation Monographs. Pudoc, Wageningen, 189 pp.Feddes, R.A., Lenselink, K.J., 1994. Evapotranspiration. In: Ritzema, H.P. (Ed.), Drainageprinciples and applications. International Institute for Land Reclamation andImprovement ILR, Wageningen.Feddes, R.A., Raats, P.A.C., 2004. Parameterizing the soil–water–plant root system. In:Feddes, R.A., Rooij, G.H.d., Van Dam, J.C. (Eds.), Unsaturated-zone Modeling:Progress, Challenges, Applications Wageningen UR Frontis Series Wageningen, pp.95-141.Federer, C.A., Vörösmarty, C., Fekete, B., 1996. Intercomparison of Methods for CalculatingPotential Evaporation in Regional and Global Water Balance Models. Water Resour.Res., 32(7): 2315-2321.Fenicia, F., Savenije, H.H.G., Matgen, P., Pfister, L., 2008. Understanding catchment behaviorthrough stepwise model concept improvement. Water Resour. Res., 44(1): W01402.Gale, M.R., Grigal, D.F., 1987. Vertical root distribution of northern tree species in relation tosuccessional status. Can J For Res, 17: 829-834.Gash, J., Dolman, H., 2009. Evaporation in hydrology. SciTopics, Retrieved July 15, 2011, fromhttp://www.scitopics.com/Evaporation_in_hydrology.htmlGash, J.H.C., Lloyd, C.R., Lachaud, G., 1995. Estimating sparse forest rainfall interceptionwith an analytical model. J Hydrol, 170(1-4): 79-86.Gavin, H., Agnew, C.T., 2000. Estimating evaporation and surface resistance from a wetgrassland. Physics and Chemistry of the Earth, Part B: Hydrology, Oceans andAtmosphere, 25(7–8): 599-603.Gedney, N. et al., 2006. Detection of a direct carbon dioxide effect incontinental river runoff records. Nature, 439(7078): 835-838.Gerrits, A.M.J., Savenije, H.H.G., Hoffman, L., Pfister, L., 2007. New technique to measureforest floor interception? An application in a beech forest in Luxembourg. Hydrologyand Earth System Sciences, 11(2): 695-701.Gerrits, M., 2009. Na regen komt interceptie... Stromingen, 15(1): 37-40.Gerrits, M., 2010. The role of interception in the hydrological cycle, Delft University ofTechnology, Delft, 126 pp.Gerten, D., Schaphoff, S., Haberlandt, U., Lucht, W., Sitch, S., 2004. Terrestrial vegetation andwater balance—hydrological evaluation of a dynamic global vegetation model. JHydrol, 286(1–4): 249-270.Glínski, J., Stępniewksi, W., 1985. Soil aeration and its role for plants. CRC Press, Boca Raton.Goudriaan, J., 1977. Crop meteorology: a simulation study. Simulation monographs. Pudoc,Wageningen.Grimmond, C.S.B., Oke, T.R., 1991. An evapotranspiration-interception model for urbanareas. Water Resour. Res., 27(7): 1739-1755.Grimmond, C.S.B., Oke, T.R., Steyn, D.G., 1986. Urban Water Balance: 1. A Model for DailyTotals. Water Resour. Res., 22(10): 1397-1403.Haddeland, I. et al., 2011. Multimodel Estimate of the Global Terrestrial Water Balance: Setupand First Results. Journal of Hydrometeorology, 12(5): 869-884.Heijkers, J., Van Ginkel, R., Van der Schans, M., De Crook, R., 2012; in voorbereiding.Gedetailleerde Kartering Oppervlaktewater & LandgebruikskaartHoogheemraadschap De Stichtse Rijnlanden.Heinen, M., 2001. FUSSIM2: brief description of the simulation model and application tofertigation scenarios. Agronomie, 21(4): 285-296.Homaee, M., Feddes, R.A., Dirksen, C., 2002. Simulation of root water uptake: II. Nonuniformtransient water stress using different reduction functions. Agric WaterManag, 57(2): 111-126.Hooghart, J.C., Lablans, W.N., 1988. van Penman naar Makkink: een nieuweberekeningswijze voor de klimatologische verdampingsgetallen, KNMI, De Bilt.Hopmans, J.W., Bristow, K.L., 2002. Current capabilities and future needs of root water andnutrient uptake modeling, Adv Agron. Academic Press, pp. 103-183.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum34

Hurkmans, R. et al., 2009. Effecten van landgebruiksveranderingen op gemiddelde enextreme afvoer in het Rijnstroomgebied. Stromingen, 15(1): 61-73.Irmak, S., Irmak, A., Allen, R.G., Jones, J.W., 2003. Solar and Net Radiation-Based Equationsto Estimate Reference Evapotranspiration in Humid Climates. Journal of Irrigationand Drainage Engineering, 129(5): 336-347.Itenfisu, D., Elliott, R.L., Allen, R.G., Walter, I.A., 2003. Comparison of ReferenceEvapotranspiration Calculations as Part of the ASCE Standardization Effort. Journalof Irrigation and Drainage Engineering, 129(6): 440-448.Ivanov, V.Y., Bras, R.L., Vivoni, E.R., 2008a. Vegetation-hydrology dynamics in complexterrain of semiarid areas: 1. A mechanistic approach to modeling dynamic feedbacks.Water Resour. Res., 44(3): W03429.Ivanov, V.Y., Bras, R.L., Vivoni, E.R., 2008b. Vegetation-hydrology dynamics in complexterrain of semiarid areas: 2. Energy-water controls of vegetation spatiotemporaldynamics and topographic niches of favorability. Water Resour. Res., 44(3): W03430.Jackson, R.B. et al., 1996. A global analysis of root distributions for terrestrial biomes.Oecologia, 108: 389-411.Jackson, R.B., Jobbágy, E.G., Nosetto, M.D., 2009. Ecohydrology in a human-dominatedlandscape. Ecohydrology, 2(3): 383-389.Jarvis, N.J., 1989. A simple empirical model of root water uptake. J Hydrol, 107(1-4): 57-72.Jarvis, P.G., 1976. The Interpretation of the Variations in Leaf Water Potential and StomatalConductance Found in Canopies in the Field. Philosophical Transactions of the RoyalSociety of London. B, Biological Sciences, 273(927): 593-610.Jensen, M.E., Burgman, R.D., Alles, R.G., 1990. Evapotranspiration and irrigation waterrequirements. ASCE manuals and reports on enigineering practice 70. ASCE, NewYork.Koorevaar, P., Menelik, G., Dirksen, C., 1983. Elements of soil physics. Dev Soil Sci, 13.Elsevier, Amsterdam, 223 pp.Kramer, P.J., 1951. Causes of injury to plants resulting from flooding of the soil. PlantPhysiology: 722-736.Kristensen, K.J., Jensen, S.E., 1975. A model for estimating actual evapotranspiration frompotential transpiration. Nord Hydrol, 6(3): 170-188.Kroes, J.G., Van Dam, J.C., Groenendijk, P., Hendriks, R.F.A., Jacobs, C.M.J., 2008. SWAPversion 3.4, Theory description and user manual. Alterra report 1649, WageningenUniversity and Research Centre, Wageningen.Kroes, J.G., Van Dam, J.C., Groenendijk, P., Hendriks, R.F.A., Jacobs, C.M.J., 2009. SWAPversion 3.2, Theory description and user manual. Alterra report 1649 (update 02),Wageningen University and Research Centre, Wageningen.Kruijt, B., Witte, J.-P.M., Jacobs, C.M.J., Kroon, T., 2008a. Effects of rising atmospheric CO2 onevapotranspiration and soil moisture: A practical approach for the Netherlands. JHydrol, 349(3-4): 257-267.Kruijt, B., Witte, J.P.M., Jacobs, C.M.J., Kroon, T., 2008b. Effects of rising atmospheric CO2 onevapotranspiration and soil moisture: A practical approach for the Netherlands. JHydrol, 349(3-4): 257-267.Liang, X., Lettenmaier, D.P., Wood, E.F., Burges, S.J., 1994. A simple hydrologically basedmodel of land surface water and energy fluxes for general circulation models. JGeophys Res, 99(D7): 14415-14428.Lu, J., Sun, G., McNulty, S.G., Amatya, D., 2005. A comparison of six potentialevapotranspiration methods for regional use in the Southeastern United States.Journal of American Water Resources Association, 41(3): 621-633.Maas, E.V., Hoffman, G.J., 1977. Crop salt tolerance - current assessment. . J. Irrigation andDrainage Division ASCE 103 (IRI): 115-134. Proceeding Paper 12993.Makkink, G.F., 1957. Testing the Penman formula by means of lysimeters. Journal of theInstitution of Water Engineers, 11: 277-288.Massop, H.T.L. et al., 2005. Op zoek naar de ware neerslag en verdamping, Alterra,Wageningen.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum35

Metselaar, K., de Jong van Lier, Q., 2007. The Shape of the Transpiration Reduction underPlant Water Stress. Vadose Zone J, 6: 124-139.Molz, F.J., 1981. Models of Water Transport in the Soil-Plant System: A Review. Wat ResourRes, 17(5): 1245-1260.Monteith, J.L., 1976. Vegetation and the Atmosphere: Case studies. Academic Press.Moors, E.J., 2012. Water use of forests in the Netherlands, VU University, Amsterdam, 290 pp.Muluken_Emagnu_Teshager, 2005. A conceptual procedure for urban interception andevapotranspiration computation in the SIMGRO model code, UNESCO-IHE Institutefor Water Education, Delft, the Netherland, MSc-thesis.Neitsch, S.L., Arnold, J.G., Kiniry, J.R., Williams, J.R., 2011. Soil and Water Assessment Tooltheoretical documentation version 2009. Texas Water Resources Institute TechnicalResport No. 406.NHV, 2002. Hydrologische woordenlijst. NHV-special, 5. Nederlandse HydrologischeVereniging.Noormets, A. et al., 2001. Stomatal and non-stomatal limitation to photosynthesis in twotrembling aspen (Populus tremuloides Michx.) clones exposed to elevated CO2and/or O3. Plant, Cell & Environment, 24(3): 327-336.Nunes, J.P., de Lima, J.L.M.P., Singh, V.P., de Lima, M.I.P., Vieira, G.N., 2006. Numericalmodeling of surface runoff and erosion due to moving rainstorms at the drainagebasin scale. J Hydrol, 330(3–4): 709-720.Oke, T.R., 1994. The heat island of the urban boundary layer: Characterstics, causes andeffects. In: Cermak, J.E.e.a. (Ed.), Wind and climate in cities, Kluwer Academicpublishers, Dordrecht, pp.81-107.Oke, T.R., Cleugh, H., Grimmond, S., 1988. Evaporation from urban areas, Proceedings onUrban Water. UNESCO-IHP, The Netherlands, pp.107-112.Olioso, A., Chauki, H., Courault, D., Wigneron, J.-P., 1999. Estimation of Evapotranspirationand Photosynthesis by Assimilation of Remote Sensing Data into SVAT Models.Remote Sens Environ, 68(3): 341-356.Olioso, A. et al., 2005. Future directions for advanced evapotranspiration modeling:Assimilation of remote sensing data into crop simulation models and SVAT models.Irrigation and Drainage Systems, 19(3): 377-412.Philips, T.J., Henderson-Sellers, A., Irannejad, P., McGuffie, K., Zhang, H., 2005. Large-scaleValidation of AMIP II Land-surface Simulations: Preliminary Results for Ten Models,Lawrence Livermore National Laboratory.Porporato, A., D'Odorico, P., Laio, F., Ridolfi, L., Rodriguez-Iturbe, I., 2002. Ecohydrology ofwater-controlled ecosystems. Advances in Water Resources, 25: 1335-1348.Porporato, A., Laio, F., Ridolfi, L., Rodriguez-Iturbe, I., 2001. Plants in water-controlledecosystems: active role in hydrologic processes and response to water stress: III.Vegetation water stress. Advances in Water Resources, 24(7): 725-744.Prinsen, G., Hakvoort, H., Dahm, R., 2009. Neerslag-afvoermodellering met SOBEK-RR.Stromingen, 4: 7-24.Ragab, R., Bromley, J., 2010. IHMS—Integrated Hydrological Modelling System. Part 1.Hydrological processes and general structure. Hydrological Processes, 24(19): 2663-2680.Ritchie, J.T., 1972. Model for predicting evaporation from a row crop with incomplete cover.Water Resour. Res., 8(5): 1204-1213.Rodriguez-Iturbe, I., Porporato, A., 2005. Ecohydrology of water-controlled ecosystems: soilmoisture and plant dynamics. Cambridge University Press, Cambridge, 442 pp.Rodriguez-Iturbe, I., Porporato, A., Laio, F., Ridolfi, L., 2001. Plants in water-controlledecosystems: active role in hydrologic processes and response to water stress: I. Scopeand general outline. Advances in Water Resources, 24(7): 695-705.Rutter, A.J., Kershaw, K.A., Robins, P.C., Morton, A.J., 1971. A predictive model of rainfallinterception in forests, 1. Derivation of the model from observations in a plantation ofCorsican pine. Agricultural Meteorology, 9(0): 367-384.Savenije, H.H.G., 2004. The importance of interception and why we should delete the termevapotranspiration from our vocabulary. Hydrological Processes, 18(8): 1507-1511.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum36

Schenk, H.J., Jackson, R.B., 2003. Global Distribution of Root Profiles in TerrestrialEcosystems. Data set. Available on-line [http://www.daac.ornl.gov] from Oak RidgeNational Laboratory Distributed Active Archive Center, Oak Ridge, Tennessee,U.S.A. doi:10.3334/ORNLDAAC/660. .Shuttleworth, W.J., 2007. Putting the 'vap' into evaporation. Hydrology and Earth SystemSciences, 11(2): 210-244.Shuttleworth, W.J., Wallace, J.S., 1985. Evaporation from sparse crops-an energy combinationtheory. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 111(469): 839-855.Šimůnek, J., Hopmans, J.W., 2009. Modeling compensated root water and nutrient uptake.Ecol Model, 220(4): 505-521.Šimůnek, J., Šejna, M., Saito, H., Sakai, M., Van Genuchten, M.T., 2008. The HYDRUS-1DSoftware Package for Simulating the Movement of Water, Heat, and Multiple Solutesin Variably Saturated Media, Version 4.0. HYDRUS Software Series 3. Department ofEnvironmental Sciences, University of California Riverside, Riverside, California,USA, 315 pp.Šimůnek, J., Van Genuchten, M.T., Šejna, M., 2005. The HYDRUS-1D Software Package forSimulating the Movement of Water, Heat, and Multiple Solutes in Variably SaturatedMedia, Version 3. HYDRUS Software Series 1. Department of EnvironmentalSciences, University of California Riverside, Riverside, California, USA.Šimůnek, J., Van Genuchten, M.T., Šejna, M., 2006. The HYDRUS software package forsimulating two- and three-dimensional movement of water, heat, and multiplesolutes in variably-saturated media, technical manual, Version 1.0. PC Progress,Prague, Czech Republic, 241 pp.Sitch, S. et al., 2003. Evaluation of ecosystem dynamics, plant geography and terrestrialcarbon cycling in the LPJ dynamic global vegetation model. Global Change Biol, 9(2):161-185.Stoll, S., Hendricks Franssen, H.J., Butts, M., 2011. Analysis of the impact of climate change ongroundwater related hydrological fluxes: a multi-model approach including differentdownscaling methods. hydrol. Earth Syst. Sci., 15(1): 21-38.Sumner, D.M., Jacobs, J.M., 2005. Utility of Penman-Monteith, Priestley-Taylor, referenceevapotranspiration, and pan evaporation methods to estimate pastureevapotranspiration. J Hydrol, 308(1-4): 81-104.Supit, I., Hooijer, A.A., Diepen, C.A., 1994. System description of the WOFOST 6.0 cropsimulation model implemented in CGMS, Vol. 1: Theory and Algorithms. JointResearch Centre, Commission of the European Communities, EUR 15956 EN,Luxembourg.Ter Maat, H.W. et al., 2010. Simulating carbon exchange using a regional atmospheric modelcoupled to an advanced land-surface model. Biogeosciences, 7(8): 2397-2417.Tiktak, A., Bouten, W., 1994. Soil water dynamics and long-term water balances of a Douglasfir stand in the Netherlands. J Hydrol, 156(1-4): 265-283.Valente, F., David, J.S., Gash, J.H.C., 1997. Modelling interception loss for two sparse eucalyptand pine forests in central Portugal using reformulated Rutter and Gash analyticalmodels. J Hydrol, 190(1-2): 141-162.Van Dam, J.C., Groenendijk, P., Hendriks, R.F.A., Kroes, J.G., 2008. Advances of modelingwater flow in variably saturated soils with SWAP. Vadose Zone Journal, 7(2): 640-653.Van den Honert, T.H., 1948. Water transport in plants as a catenary process. Discuss. FaradaySoc., 3: 146-153.Van Genuchten, M.T., 1987. A numerical model for water and solute movement in and belowthe root zone. Research Report No 121. U.S. Salinity laboratory, USDA, ARS,Riverside, California.Van Loon, A., Droogers, P., 2006. Berekening openwaterverdamping; Rapport Future Water,in opdracht van waterschap Friesland.Van Walsum, P.E., Groenendijk, P., 2006. Dynamic metamodel for the unsaturated-saturatedzone, Proceedings of MODFLOW 2006. IGWMC, Colorado School of Mines.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum37

Van Walsum, P.E.V., Supit, I., 2012. Influence of ecohydrologic feedbacks from simulatedcrop growth on integrated regional hydrologic simulations under climate scenarios.Hydrology and Earth System Sciences, 16(6): 1577-1593.Van Walsum, P.E.V., Veldhuizen, A.A., 2011. Integration of models using shared statevariables: Implementation in the regional hydrologic modelling system SIMGRO. JHydrol(in press).Van Walsum, P.E.V., Veldhuizen, A.A., Groenendijk, P., 2011. SIMGRO 7.2.0; Theory andmodel implementation, Alterra Report 913.1, Wageningen UR, Wageningen.Van Walsum, P.E.V., Veldhuizen, A.A., Groenendijk, P., 2012. SIMGRO 7.2.11; Theory andmodel implementation, Alterra Report 913.1, Wageningen UR, Wageningen.Vázquez, R.F., Feyen, J., 2003. Effect of potential evapotranspiration estimates on effectiveparameters and performance of the MIKE SHE-code applied to a medium-sizecatchment. J Hydrol, 270(3-4): 309-327.Verburg, K., Ross, P.J., Bristow, K.L., 1996. SWIMv2.1 User Manual, Division of Soils, CSIRO,Australia.Viterbo, P., Beljaars, A.C.M., 1995. An improved land surface parameterization scheme in theECMWF model and its validation. Journal of Climate, 8: 2716-2748.Von Hoyningen-Hüne, J., 1983. Die Interception des Niederschlags in landwirtschaftlichenBeständen.Voogt, M.H., Van den Hurk, B.J.J.M., Jacobs, C.M.J., 2006. The ECMWF land surface schemeextended with a photosynthesis and LAI module tested for a coniferous forest site,KNMI, De Bilt.Ward, R.C., Robinson, W., 1990. Principles of Hydrology. McGraw-Hill Book CompanyEurope, London.Wesseling, J.G., 1991a. CAPSEV, Steady state moisture flow theory, User Manual, Report 37DLO Winand Staring Centre, Wageningen, The Netherlands.Wesseling, J.G., 1991b. Meerjarige simulatie van grondwaterstroming voor verschillendebodemprofielen, grondwatertrappen en gewassen met het model SWATRE. 152,DLO-Staring Centrum, Wageningen.Wigmosta, M.S., Nijssen, B., Storck, P., 2002. The Distributed Hydrology Soil VegetationModel, Mathematical Models of Small Watershed Hydrology and Applications.Water Resource Publications, Littleton, CO.Wigmosta, M.S., Vail, L.W., Lettenmaier, D.P., 1994. A distributed hydrology-vegetationmodel for complex terrain. Water Resour. Res., 30(6): 1665-1679.Witte, J.P.M., Bartholomeus, R.P., Voortman, B.R., Van der Hagen, H., Van der Zee,S.E.A.T.M., 2012. Droge duinvegetatie zeer zuinig met water (Dry dune vegetationvery economical with water). Landschap, 29(3): 108-117.Witte, J.P.M., Kruijt, B., Kroon, T., Maas, C., 2006a. Verdamping planten daalt door toenameatmosferische kooldioxyde. H2O, 5: 29-31.Witte, J.P.M., Kruijt, B., Maas, C., 2006b. The effects of rising CO2 levels onevapotranspiration, Kiwa rapport KWR 06.004, Nieuwegein.Yamaguchi, Y., Kato, S., Okemato, K., 2004. Surface heat flux analysis in urban areas usingASTER and MODIS data. International symposium on geoinformatics for spatialinfrastructure development in earth and allied sciences.Zhou, M.C. et al., 2006. Estimating potential evapotranspiration using Shuttleworth-Wallacemodel and NOAA-AVHRR NDVI data to feed a distributed hydrological model overthe Mekong River basin. J Hydrol, 327(1-2): 151-173.Actuele verdamping in hydrologische modellen; CONCEPT, TBV Review 2013Bartholomeus, Heijkers, Droogers, Van Dam, Van Walsum38