Ugrás a tartalomhoz

Talajtan

Stefanovits Pál, Filep György, Füleky György

Mezőgazda Kiadó

A talajok vízgazdálkodása

A talajok vízgazdálkodása

A talajok vízgazdálkodását a bennük tárolható víz mennyisége, annak mozgékonysága (növények általi felvehetősége), valamint a nedvesség térbeli és időbeli változása alapján lehet jellemezni.

A vízgazdálkodás szoros összefüggésben van a talaj termékenységével. Megszabja a termesztett növények víz- és levegőellátását, döntően befolyásolja a talaj biológiai aktivitását, s rávilágít arra is, hogy adott helyen milyen beavatkozásokkal (talajművelés, öntözés, vízelvezetés, talajjavítás stb.) lehet a kedvezőbb feltételeket megteremteni, a talaj termékenységét fokozni.

A talajnedvesség (a folyékony fázis) közvetlen kapcsolatban áll a talaj szilárd és légnemű fázisával, valamint a növény gyökérrendszerével. A talaj termékenységére gyakorolt hatása elsősorban három tényezőtől: a talajnedvesség mennyiségétől, a nedvesség mozgékonyságától és kémiai összetételétől függ.

A nedvességtartalom kifejezésére használt mértékegységek

Annak ellenére, hogy ma már számos gyors, modern módszer (neutronszóródásos, gammaradációs módszer, tenziométerek, gipsz- vagy nejlonblokkos készülék stb.) alkalmazható a talaj nedvességtartalmának megállapítására, laboratóriumi munkáknál ma is a klasszikus és igen pontos gravimetriás (száritószekrényes) eljárás a legelterjedtebb. Ezzel a módszerrel a talajminta nedves tömegének és 105–110 °C-on történt szárítása után mért tömegének különbségéből állapítjuk meg a nedvességtartalmat.

A mindenkori nedvességtartalmat különböző mértékegységekben fejezhetjük ki.

a) A nedvességtartalom tömeg%-ban. A talajminta grammokban kifejezett nedvességtartalmát a legegyszerűbb 100 g talajra vonatkoztatva (tömeg %-ban) megadni, az alábbi képlet szerint:

θ s% = G n G sz G sz 100, MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaKqzGfGaaeiUdOWaaSbaaSqaaKqzGf Gaae4CaiaabwcaaSqabaqcLbwacqGH9aqpkmaalaaabaqcLbwacaqG hbGcdaWgaaWcbaqcLbwacaqGUbaaleqaaKqzGfGaeyOeI0Iaae4raO WaaSbaaSqaaKqzGfGaae4CaiaabQhaaSqabaaakeaajugybiaabEea kmaaBaaaleaajugybiaabohacaqG6baaleqaaaaajugybiabgwSixl aaigdacaaIWaGaaGimaiaacYcaaaa@4C2C@

ahol:

θ s% = a nedvességtartalom tömeg%-ban (gramm nedvesség/100 g száraz talaj), Gn = a talajminta szárítás előtt mért (nedves) tömege, grammokban, Gsz = a szárított minta tömege grammokban.

b) A nedvességtartalom kifejezése térfogat%-ban. A θtf% azt mutatja, hogy 100 cm3 talajban hány cm3 nedvesség van. A θs%-ból számítható, a térfogattömeg ismeretében:

θ tf% = θs%ρ,

ahol:

θ tf% = a talajnedvesség térfogatszázalékban, cm3/100 cm3; ρ = a talaj térfogattömege, g/cm3.

c)  Egyes gyakorlati feladatok megoldásához ismerni kell a talaj mindenkorivízkészletétmm-benis (θmm). Mivel: 1 θtf% = 1 mm nedvességet jelent 10 cm vastag rétegben, a θtf% számértéke egyben megadja a 10 cm vastag rétegben tárolt nedvességtartalmat mm-ben, azaz

θ tf% = θmm/10 cm.

Egy-egy megmintázott talajréteg vastagsága azonban rendszerint több vagy kevesebb, mint 10 cm. Bármilyen vastagságú réteg átlagos víztartalma mm-re, a következőképpen számítható ki:

θ mm / x cm = θ tf% x cm 10 , MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaiaabI7adaWgaaWcbaqcLbsacaqGTb GaaeyBaaWcbeaakiaac+cacaqG4bWaaSbaaSqaaKqzGeGaae4yaiaa b2gaaSqabaGccqGH9aqpcaqG4oqcfa4aaSbaaSqaaKqzGeGaaeiDai aabAgacaqGLaaaleqaaOGaeyyXIC9aaSaaaeaacaqG4bqcfa4aaSba aSqaaKqzGeGaae4yaiaab2gaaSqabaaakeaacaqGXaGaaeimaaaaca GGSaaaaa@48CD@

vagyis az θtf%-ot szorozzuk a cm-ben megadott rétegmélység egytized részével.

d) A nedvességkészlet átszámítása m3/ha-ra. A mm-ben megadott nedvességtartalom átszámítása m3/ha egységekre az alábbiak szerint történik.

Tekintve, hogy 1 mm vízborítás 1 hektáron = 10 000 liter = 10 m3, ezért (x cm mélységre vonatkozóan):

θ m3/ha = θmm ∙ 10, vagy θm3/ha = θtf% ∙ xcm.

Példa:

Legyen θs% = 16 %, a rétegvastagság (x) = 25 cm; a térfogattömeg (ρ) = 1,45 g/cm3.

Az előzőek szerint:

θ tf% % = 16 ∙ 1,45 = 23,2%, s ebből

θ mm/25 cm = 23,2 ∙ 2,5 = 57 mm (25 cm mélységre), és

θ m3/ha = 57 ∙ 10 = 570 m3/ha.

e)Víztelítettségi % (relatív víztartalom%). A talaj levegőellátottságát (a víz és a levegő arányát a pórusokban) a fenti jellemzők alapján nem lehet megítélni. Ehhez a térfogat%-ban megadott nedvességet az összporozitás %-ában kell kifejezni. Ez az ún. víztelítettségi mutató vagy relatív víztartalom (VT % vagy RV %) pontos képet ad arról, hogy adott nedvességtartalomnál a pórustér hány százaléka van vízzel, illetve levegővel kitöltve:

VT% = (RV%) = θ tf% P% 100, MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaiaabAfacaqGubGaaeyjaiabg2da9i aabIcacaqGsbGaaeOvaiaabwcacaqGPaGaeyypa0ZaaSaaaeaacaqG 4oqcfa4aaSbaaSqaaKqzGeGaaeiDaiaabAgacGaPagyjaaWcbeaaaO qaaiaabcfacaqGLaaaaiabgwSixlaaigdacaaIWaGaaGimaiaacYca aaa@46D6@

melyben: P% = a talaj összporozitása %-ban. A fentiekből nyilvánvaló, hogy a levegőellátottság (a relatív levegőtartalom):

RL% = 100 – VT%.

A víz megkötése és visszatartása a talajban

A szilárd fázis és a víz közötti kölcsönhatás az adszorpciós (adhéziós) és a kapilláris erőknek tulajdonítható. Ebből következik, hogy a talajnedvesség egy része a szemcsék felületéhez tapadva, másik része pedig a pórustérben helyezkedik el.

A víz adszorpcióját, a szemcsék hidratációját, alapvetően a vízmolekulák dipólusosjellege és a finomabb talajrészecskék elektromos töltése idézi elő. A kölcsönhatásban döntő szerepet játszik a felület dipólus molekulákat orientáló hatása, valamint a felületi oxigénatomok és a vízmolekulák közötti H-hidak kialakulása. Az adszorpciós erők hatása azonban a felülettől távolodva rohamosan csökken, ezért az adszorbeált (adhéziós) nedvesség csak igen vékony filmet képez, amely egy erősen kötött és egy gyengén kötött vízhártyából áll (8.10. a, ábra).

A pórustérbe jutott vizet csak a megfelelően szűk (meghatározott keresztmetszetű) kapilláris pórusok tudják visszatartani, az ennél nagyobb méretűek a gravitáció hatására viszonylag gyorsan kiürülnek. A kapillárisok vízvisszatartó és vízemelő képessége általánosan

  • az adhéziós (adszorpciós) erők és

  • a vízmolekulák közötti vonzóerő (a kohézió) összetett hatásaként értelmezhető.

Az adhézió biztosítja azt, hogy a vízmolekulák a kapillárisok falához tapadjanak, a kohézió pedig a víz/levegő határfelületen kialakuló felületi feszültséget idézi elő. A víz/ talaj/levegő rendszerekben az adhézió nagyobb, mint a kohézió, ezért a kapilláris meniszkusz homorú (8.10. ábra, b). A víz kapilláris emelkedését elsősorban létrehozó erő tehát az adhézió. A víz emelkedése, a kapillárist tápláló folyadékfelszínhez képest, addig tart, amíg a vízoszlop súlya egyenlő nem lesz a kohézió által limitált emelő/húzó erővel.

8.10. ábra - A vízmolekulákra ható erők a szemcsék felületén (a) és a kapillárisokban (b)

kepek/8-10-abra.png


A kapilláris cső szívóereje (a víz bizonyos magasságra történő felemeléséhez, illetve a kapillárisokból való eltávolításához szükséges munka) annál nagyobb, minél kisebb a kapilláris keresztmetszete. Jól nedvesedő üvegkapillárisoknál a víz emelkedési magassága (h) 20 °C-on, a Jurin (Zsüren-) képlettel számítható:

h (cm) = 0,3 d = 0,15 r MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaKqzGfGaaeiAaOWaaSbaaSqaaiaabI cacaqGJbGaaeyBaiaabMcaaeqaaKqzGfGaeyypa0JcdaWcaaqaaKqz GfGaaGimaiaacYcacaaIZaaakeaajugybiaabsgaaaGaeyypa0Jcda WcaaqaaKqzGfGaaGimaiaacYcacaaIXaGaaGynaaGcbaqcLbwacaqG Ybaaaaaa@4424@ (8.10a. egyenlet)

ahol:

h = a vízoszlop magassága a csőben, cm; d = a kapilláris átmérője, cm; r = a kapilláris sugara, cm. Talajoknál a pórusméret általában μm-ben van kifejezve, ezért az egyenletet az alábbi formában célszerű használni:

h (cm) = 3000 d = 1500 r , MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaKqzGfGaaeiAaOWaaSbaaSqaaiaabI cacaqGJbGaaeyBaiaabMcaaeqaaKqzGfGaeyypa0JcdaWcaaqaaKqz GfGaaG4maiaaicdacaaIWaGaaGimaaGcbaqcLbwacaqGKbaeaaaaaa aaa8qacaGGzacaa8aacqGH9aqpkmaalaaabaqcLbwacaaIXaGaaGyn aiaaicdacaaIWaaakeaajugybiaabkhapeGaaiygGaaapaGaaiilaa aa@476A@ (8.10b. egyenlet)

(d’ és r’ az átmérő, ill. a sugár μm-ben megadva). A 8.10.b összefüggéssel számolva, egy 10 μm átmérőjű kapilláris 300 cm-re, egy 30 μm átmérőjű pedig 100 cm magasra képes felemelni a vizet.

Talajokra a képlet csak bizonyos megszorításokkal alkalmazható, mert a talaj sokféle alakú és egyenetlen átmérőjű pórusrendszere bizonyos mértékig másként viselkedik, mint az egyenletes keresztmetszetű sima falú kapilláris cső vagy csőrendszer. Ez részben azzal magyarázható, hogy:

  • az agyagos talajok duzzadásakor a kisebb kapillárisok annyira összeszűkülnek, hogy bennük a mozgás erősen korlátozott vagy lehetetlenné válik,

  • másrészt a talajban a víz többirányú elágazásokon és keresztjáratokon halad át (sok helyen megkerülve a kisebb szívóerejű pórusokat), így egyes kapillárisok alulról és felülről egyidejűleg kerülnek érintkezésbe a vízzel, s bennük levegőzárványok alakulnak ki (bezárt levegő). A bezárt levegő pedig gátolja a további vízmozgást (8.11. ábra). Ezért a számítottnál sokszor jóval kisebb a vízemelés magassága.

8.11. ábra - A bezárt levegő kialakulása a kapillárishálózatokban

kepek/8-11-abra.png


A talajnedvesség energiaállapota

A nedvesség mozgékonysága, mozgása és növények általi hasznosítása eredendően a víz energiaállapotával kapcsolatos jelenségek.

A talajnedvesség energiaállapotát potenciális energiája határozza meg, mivel a kinetikus energia (a víz lassú mozgása miatt) nem számottevő. A potenciális energia mértéke az a munkamennyiség, ami egy testnek a tér egy pontjából, a megállapodás szerinti referenciapontba (alaphelyzetbe) jutásakor felszabadul, illetve amit a referenciapontból egy adott pontba viteléhez kell végezni izoterm körülmények között.

Fizikai értelemben munkavégzés (W) és ezzel megegyező potenciális energiaváltozás (ΔEpot) csak akkor történik, ha egy m tömegű test F erő hatására, valamilyen h távolságra elmozdul, azaz

W = ΔEpot = F ∙ h = m ∙ g ∙ h,

ahol:

F egyenlő a test súlyával (m ∙ g-vel), g a gravitációs gyorsulás. A hatóerő nagyságát, irányát a referenciaszinthez (referencia állapothoz) viszonyított energiaváltozás mértéke és előjele mutatja.

Az anyag egységnyi tömegére, súlyára vagy egységnyi térfogatára vonatkoztatott fajlagos energiát potenciálnak nevezzük. Ennek megfelelően a talajnedvesség potenciálja: a talaj folyadék fázisának a talajvíz szintjéhez vagy más – önkényesen választható – referenciaponthoz viszonyítva kifejezett fajlagos energiája.

1. Az egységnyi tömegű vízre számított nedvességpotenciál:

ϕ = W m = munka tömeg = F h m = m g h m = g h . MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaGGaaiab=v9aMjabg2da9maalaaaba Gaae4vaaqaaiaab2gaaaGaeyypa0ZaaSaaaeaacaqGTbGaaeyDaiaa b6gacaqGRbGaaeyyaaqaaiaabshacaqG2dGaaeyBaiaabwgacaqGNb aaaiabg2da9maalaaabaGaaeOraiabgwSixlaabIgaaeaacaqGTbaa aiabg2da9maalaaabaGaaeyBaiabgwSixlaabEgacqGHflY1caqGOb aabaGaaeyBaaaacqGH9aqpcaqGNbGaeyyXICTaaeiAaiaab6caaaa@569A@ (8.11. egyenlet)

Mértékegysége: J/kg.

2. Térfogategységre megadva( a V = m/ρw összefüggés felhasználásával):

ψ = W V = munka térfogat = m g h V = m g h ρ w m = g h ρ w . MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaKqzGfGaaeiYdiabg2da9OWaaSaaae aajugybiaabEfaaOqaaKqzGfGaaeOvaaaacqGH9aqpkmaalaaabaqc LbwacaqGTbGaaeyDaiaab6gacaqGRbGaaeyyaaGcbaqcLbwacaqG0b Gaaey6aiaabkhacaqGMbGaae4BaiaabEgacaqGHbGaaeiDaaaacqGH 9aqpkmaalaaabaqcLbwacaqGTbGaeyyXICTaae4zaiabgwSixlaabI gaaOqaaKqzGfGaaeOvaaaacqGH9aqpkmaalaaabaqcLbwacaqGTbGa eyyXICTaae4zaiabgwSixlaabIgacqGHflY1caqGbpGcdaWgaaWcba qcLbwacaqG3baaleqaaaGcbaqcLbwacaqGTbaaaiabg2da9iaabEga cqGHflY1caqGObGaeyyXICTaaeyWdOWaaSbaaSqaaKqzGfGaae4Daa Wcbeaajugybiaac6caaaa@6FAB@ (8.12. egyenlet)

ahol:

ρ w = a víz sűrűsége. A Ψ mértékegysége: J/m3 = N/m2 = Pa, tehát nyomás dimenziójú értéket ad. (1 bar = 100 kPa; 1 atm = 101 kPa).

3. Az egységnyi súlyú vízre vonatkoztatott nedvességpotenciál (h) pedig hosszúság dimenziójú:

W m g = munka súly = m g h m g = h . MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaamaalaaabaqcLbwacaqGxbaakeaaju gybiaab2gacqGHflY1caqGNbaaaiabg2da9OWaaSaaaeaajugybiaa b2gacaqG1bGaaeOBaiaabUgacaqGHbaakeaajugybiaabohacaqG6d GaaeiBaiaabMhaaaGaeyypa0JcdaWcaaqaaKqzGfGaaeyBaiabgwSi xlaabEgacqGHflY1caqGObaakeaajugybiaab2gacqGHflY1caqGNb aaaiabg2da9iaadIgacaGGUaaaaa@5532@ (8.13. egyenlet)

Mértékegysége: méter vagy cm.

A talajfizikai szakirodalomban többnyire a térfogategységre és a súlyegységre vonatkozó potenciálértékeket használják. A mértékegységek átszámítása egyszerűen megoldható, mivel: 100 J/kg = 1 bar = 0,987 atm = 100 kPa = 1020 vízoszlop-cm.

A talajnedvesség összes potenciálja és a részpotenciálok

Talajoknál általában a következő nedvességpotenciál-fajtákkal kell számolni:

  • a nehézségi erő miatt fellépő gravitációs potenciál (Ψg)

  • a szilárd fázis (a talaj mátrixa) felületén és kapilláris rendszerében működő erők összetett hatását kifejező mátrixpotenciál (Ψm)

  • a víz hidrosztatikai nyomásából adódó nyomáspotenciál (Ψp) és

  • az oldott anyagok hatására kialakuló ozmózispotenciál (Ψo).

Vízzel telített talajban (amikor valamennyi pórus vízzel van töltve) a víz hidrosztatikai nyomása nagyobb, mint a légköri nyomás, tehát a Ψp nyomáspotenciál pozitív előjelű. Telítetlen (vizet és levegőt tartalmazó), háromfázisú talajban viszont a vizet kötő mátrixerők olyan mértékben csökkentik a nedvesség potenciális energiáját, hogy a hidrosztatikai nyomás kisebb a légköri nyomásnál, azaz a Ψp negatív előjelű. A negatívnyomáspotenciált nevezzük mátrixpotenciálnak (Ψm). Értéke negatív előjelű szám.

A talajnedvesség egységnyi térfogatára számított összes potenciált (Ψt) a részpotenciálok összege adja, azaz

[Ψt = Ψg + Ψp (vagy Ψm) + Ψo,#8.14.a]

ami egységnyi súlyú vízre vonatkoztatva:

[ht = hg + hp (vagy hm) + ho.#8.14.b]

A talaj és a víz közötti kapcsolat értékelésekor a Ψo ozmózispotenciál figyelmen kívül hagyható, mivel a talaj szilárd fázisában nincs szemipermeábilis hártyaként viselkedő felület, és az oldatban a koncentráció-kiegyenlítődés viszonylag gyors. Így a nedvesség összpotenciálja:

vízzel  t e l í t e t t   t a l a j b a n :   Ψ t = Ψ g + Ψ p Ψ H , MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaabaaaaaaaaapeGaaeODaiaab2oaca qG6bGaaeOEaiaabwgacaqGSbGaiaiGaaaTaeiiaiaadshacaWGLbGa amiBaiaad2oacaWG0bGaamyzaiaadshacaWG0bGaaeiiaiaadshaca WGHbGaamiBaiaadggacaWGQbGaamOyaiaadggacaWGUbGaiqeGdQda caqGGaGaauiQdmaaBaaaleaacaqG0baabeaakiadaIMH9aqpdGaGac aaCcagbaqaiaiGaaaNaiacaciaaWjafI6adGaGacaaCcWgaaWcbGaG acaaCcGaiaiGaaaNae4zaaqajaiGaaaNaaGccWaGacaaCcGHRaWkcG aGacaaCcqHOoWaiaiGaaaNaSbaaSqaiaiGaaaNaiacaciaaWjabcha aeqcaciaaWjaaaqaiaiGaaaNaKqzGfGaiaiGaaaNauiQdOWaiaiGaa aNaSbaaWqaiaiGaaaNaKqzaeGaiaiGaaaNaeisaaadbKaGacaaCcaa aOGaiaiGaaaNay5n+dGaiaiAcYcaaaa@7E88@

t e l í t e t l e n ( háromfázisú ) t a l a j b a n :       Ψ t = Ψ g + Ψ m Ψ H , MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaabaaaaaaaaapeGaamiDaiaadwgaca WGSbGaamy7aiaadshacaWGLbGaamiDaiaadYgacaWGLbGaamOBa8aa daqadaqaa8qacaqGObGaaey4aiaabkhacaqGVbGaaeyBaiaabAgaca qGHdGaaeOEaiaabMgacaqGZbGaaeO+aaWdaiaawIcacaGLPaaapeGa amiDaiaadggacaWGSbGaamyyaiaadQgacaWGIbGaamyyaiaad6gacG araoOoaiaacckacaGGGcGaaiiOaiaafI6adaWgaaWcbaGaaeiDaaqa baGccWaGOzypa0ZaiaiGaaah=JbaaeacaciaaWX=cGaGacaaa9FHOo WaiaiGaaaq=VbaaSqaiaiGaaaq=lacaciaaa0=bEgaaeqcaciaaa0= aOGamaiGaaaq=B4kaSIaiaiGaaaq=xiQdmacaciaaa0=Baaaleacac iaaa0=cGaGacaaa9FGTbaabKaGacaaa9paaeacaciaaWX=jugybiac aciaaW3=fI6akmacaciaaW3=BaaameacaciaaW3=jugabiacaciaaW 3=bIeaaWqajaiGaaaF=daakiacaciaaWX=wIJ=aiacaIMGSaaaaa@94D5@

ahol: a ΨH = az ún. hidraulikus potenciál = Ψg + Ψm (vagy Ψp).

A nedvességállapot és a nedvességáramlás leírásánál az összes potenciál helyett legtöbbször a hidraulikus potenciál szerepel.

Nedvességpotenciál-diagramok

a) Potenciáleloszlás sztatikus egyensúly esetén. Egy vízbe merülő talajoszlop – a kapilláris vízemelés miatt – fokozatosan átnedvesedik. Ha az oszlop oldala zárt és teteje fedett, a talajból nem kerülhet víz a légtérbe. Ekkor bizonyos idő elteltével a vízmozgás megáll, a talajnedvesség és a nyílt vízfelszín sztatikus egyensúlyba kerül, mivel a nedvességre ható erők kölcsönösen kiegyenlítik egymást (8.12. a ábra). Egyensúlyi állapotban, a mátrixerők hatása az oszlop minden pontjában megegyezik a lefelé lineárisan csökkenő gravitációs erő hatásával, így az összes potenciál, illetve a hidraulikus potenciál (ΨH =ht) értéke mindenütt zérus (8.12. a ábra, folyamatos vonalak). Pl. Ha az oszlop tetején a vízoszlop-centiméterekben megadott hm = Ψm = – 70 cm, s a hg = Ψg = + 70 cm, a ΨH = H = hm + hg = –70 + 70 = 0 stb.

A referenciaszintnél az összpotenciál mindig nulla. A gravitációs potenciál viszont – megállapodás szerint – a referenciaszint felett pozitív, alatta negatív előjelű (a referenciaszinten pedig zérus).

8.12. ábra - A hidraulikus potenciál, a mátrixpotenciál, a gravitációs potenciál és a víztartalom közötti összefüggés egy vízbe merülő talajoszlopban

kepek/8-12-abra.png


b) A csökkenő nedvességtartalmú talajoszlop potenciáldiagramja. Ha az oszlop teteje nem zárt, a felső részén csökken (az egyensúlyi állapothoz viszonyítva kisebb lesz) a nedvességtartalom. A talajban maradt nedvesség azonban erősebben van kötve a szilárd fázishoz, ezért potenciális energiája és a hm (Ψm) mátrixpotenciál értéke kisebb lesz, mint a sztatikus egyensúlynál. Ezáltal – mivel a hg gravitációs potenciál értéke nem változik – a H hidraulikus potenciál csökken (a tárgyalt rendszerben negatív előjelűvé válik), és az oszlop különböző pontjaiban nem lesz egyforma (8.12. ábra b, szaggatottan rajzolt 2 jelű görbe). Következésképpen a víz a nagyobb hidraulikus potenciálú (összpotenciálú) térből az alacsonyabb potenciálú helyek felé, jelen esetben alulról felfelé fog áramlani.

Ha a száradó talajba felülről víz kerül, a mátrixpotenciál és a hidraulikus potenciál növekedése az előző esettel ellentétes irányú, lefelé irányuló vízmozgást idéz elő.

Nedvességfeszültség (tenzió), szívóerő, pF-érték

A mátrixpotenciál értékét kifejező negatív számok használatát el lehet kerülni, a szívóerő (soil suction, moisture suction) és/vagy a nedvességfeszültség (moisture tension) fogalmának bevezetésével. A szívóerő a talajnedvességet kötő mátrixerők, a tenzió (= feszültség) pedig a megkötött víz molekuláit összetartó erők nagyságát fejezi ki. Adott nedvességtartalmak és nedvességállapotok esetén mindkettő számértéke ugyanaz, mint a mátrixpotenciálé, de ellenkező előjellel. Pl. Ha a Ψm = –1 bar és hm = –1020 vízoszlop-cm, akkor a szívóerő és a nedvességtenzió értéke: + 1 bar = +1020 vízoszlop-cm stb.

A nedvességtartalom csökkenésekor mindig az erősebben kötött víz marad vissza a talajban, ezért a potenciális energia, s a Ψm (és hm) értéke kisebb lesz. A víz eltávolításához viszont ennek megfelelően nagyobb szívóerő szükséges, azaz a szívóerő és a tenzió számértéke növekszik.

A nyomásekvivalensben kifejezett szívóerő vagy tenzió 0 atm-tól (a vízzel maximálisan telitett talajállapottól), a száraz talajra jellemző 10 ezer atm-ig (~ 10 ezer bar-ig) változhat, ami hosszúságdimenzióra számítva 0–107 vízoszlop cm közötti értéket jelent. Az utóbbi mértékegységet választva tehát – különösen az erősebben kötött nedvességformák esetén – igen nagy számokkal kell dolgozni. Ennek elkerülése céljából, a kötőerők mértékeként – Schofield javaslatára – a vízoszlop-cm-ben kifejezett szívóerő 10-es alapú logaritmusát, az ún. pF-értéket használjuk (log h = pF). Így 100 (= 102) vízoszlopcm-nek pF = 2; 1000 (= 103) vízoszlop-cm-nek pF = 3 felel meg, és így tovább. A zérus tenziót/szívóerőt a logaritmus függvényben nem lehet értelmezni, ezért úgy tekintjük, hogy a pF = 0 értéknek 1 vízoszlop-cm felel meg (log 1 = 0). Szárított talaj esetében pedig a pF = 7. Fentiekből következően: h = 10pF.

A Jurin-törvény (8.10. egyenlet) alapján lehetséges a pF és a pórusméret közötti kapcsolat kvantitatív leírása is. Az egyenlet logaritmusos formája:

pF = log h = log 3000 log d’ = 3 ,477 log d’ , MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhbbf9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfea0=yr0R Yxir=Jbba9q8aq0=yq=He9q8qqQ8frFve9Fve9Ff0dmeaabaqaciGa baGaaeqabaqaaeaadaaakeaaqaaaaaaaaaWdbiaabchacaqGgbGaey ypa0JaaeiBaiaab+gacaqGNbGaaeiiaiaabIgacqGH9aqpcaqGSbGa ae4BaiaabEgacaqGGaGaae4maiaabcdacaqGWaGaaeimaiaacobica qGSbGaae4BaiaabEgacaqGGaGaaeizaiaabMbicqGH9aqpcaqGZaGa aeilaiaabsdacaqG3aGaae4naiaacobicaqGSbGaae4BaiaabEgaca qGGaGaaeizaiaabMbicaqGSaaaaa@50FC@ (8.15. egyenlet)

melyben a d’ a pórusátmérő μm-ben.

A talaj vízkapacitása, nedvességformák

A vízkapacitás azt a vízmennyiséget jelenti, amit a talaj különböző körülmények között visszatartani és/vagy befogadni képes. Értéke kifejezhető tömeg-%-ban, térfogat-%-ban, mm-ben és m3/ha-ban. A vizsgálati körülmények szerint,

  • szabadföldi,

  • maximális és

  • ún. minimális vízkapacitást különböztetünk meg. (A maximális és a minimális vízkapacitás meghatározása laboratóriumban történik).

A talaj által visszatartott víz – a kötőerők fajtájától, nagyságától, érvényesülésétől függően – különböző mozgékonyságú nedvességformákból áll. A nedvességformák aránya szoros kapcsolatban van a talaj szemcseösszetételével, szervesanyag-tartalmával és a pórusméret-megoszlással.

Vízkapacitási értékek

a) Szabadföldi vízkapacitás (VK sz ). Az a vízmennyiség, amit a talaj beázás után, a gravitációval szemben, természetes környezetben vissza tud tartani. Értéke elsősorban a talaj szemcseösszetételétől, szerkezetétől, rétegezettségétől, duzzadóképességétől és a talajvízszint elhelyezkedésétől függ. Ha helyszíni adatok nem állnak rendelkezésre, egyezményesen a 0,33 bar ( 0,33 atm = 33 kPa = 330 vízoszlop-cm = 2,5pF) szívóerővel szemben visszatartott nedvességtartalommal vesszük egyenlőnek. Ebben az állapotban a 10 μm-nél nagyobb átmérőjű pórusok már levegőt tartalmaznak.

b)Maximális vízkapacitás (VKmax).A talaj pórusterét teljesen kitöltő víz mennyisége. A maximális vízkapacitásig telített talaj tehát kétfázisú (csak szilárd és folyékony fázist tartalmazó) rendszer. Ilyen állapot elsősorban a talajvíz szintje alatti rétegekben és időszakos vízborítás alatt lévő belvizes területek feltalajában fordul elő. A VKmax meghatározását eredeti (bolygatatlan) szerkezetű mintákon végezzük.

c)Minimális vízkapacitás (VKmin).A talaj vízvisszatartó képessége laboratóriumi körülmények között, a gravitáció érvényesülése esetén. Meghatározása úgy történik, hogy a VKmax-ig telített eredeti szerkezetű talajmintát – felül szűrőpapírral letakarva – száraz, durva homokon állni hagyjuk súlyállandóságig.

Olyan területek talajainál, ahol a talajvíz mélyen van, a felső rétegek szabadföldi vízkapacitása gyakorlatilag megegyezik a minimális vízkapacitással. Ha viszont a talajvíz szintje közel van a felszínhez, a VKsz > VKmin.

A maximális és a szabadföldi (vagy a minimális) vízkapacitás különbsége a leszivárogni képes gravitációs víz mennyiségét (GV), illetve a gravitációs pórusok össztérfogatát mutatja:

VKmax – VKsz = GV.

A nedvességformák talajfizikai értelmezése

A kötőerők nagysága és a víz mozgékonysága szerint, talajfizikai nézőpontból, a következő nedvességformákat lehet megkülönböztetni.

I. Kötött víz

Szorosabb értelemben csak a talajrészecskék (elsősorban a kolliodok) felületi erői által megkötött vízfilmet nevezzük kötött víznek, tágabb értelmezésben azonban ide kell sorolni a kémiailag kötött (szerkezeti) vizet is.

1. Szerkezeti (kémiailag kötött) víz. A talajásványok alkotórésze, 105 °C-os szárítás után sem távozik el a talajból.

2. Fizikai erőkkel kötött (adszorbeált) víz. A kolloidok felületén és a talajpórusok falán működő erők – a felület nagyságától, a részecskék szerkezetétől és az adott rendszer nedvességtartalmától függően – kb. 1–1000 vízmolekula vastagságú réteget tudnak adszorbeálni. Mivel a kötőerők hatása a felülettől távolodva fokozatosan csökken (lásd 8.10 ábra), az adszorbeált víz is két részre osztható.

  1. Erősen kötött víz. A szilárd felülethez tapadó (1–100, átlagosan 40 vízmolekulányi nagyságú) belső vízburok. Több mint 1200 bar (> 6,1 pF) nyomásnak megfelelő erővel tapad a talajhoz. Az erősen kötött víz sűrűsége jóval nagyobb, mint a szabad vízé (1,5–1,8 körüli), cseppfolyós állapotban nem, csak halmazállapot-változással – gőzzé alakulva – tud mozogni. A sókat és a tápanyagokat nem oldja, nem szállítja.

  2. Lazán kötött víz. Az adszorbeált vízhártya külső része. Vastagsága az 1000 vízmolekula-átmérőt is elérheti. A talajszemcsék körül és az aggregátumok szűk (< 0,2 μm átmérőjű) hézagaiban található. A nedvesebb helyről a szárazabbak felé elmozdulhat, így a különböző vastagságú vízhártyák nedvességtartalma fokozatosan kiegyenlítődik (8.13.a ábra). A mozgás sebessége azonban rendkívül kicsi. A lazán kötött víz már képes oldani és magával vinni a sókat. A kötőerő nagyobb, mint 15 bar; 4,2–6,1 pF közötti.

8.13. ábra - A vízhártyák kiegyenlítődése (a) és a támaszkodó kapilláris víz mennyiségének változása a talajvíz szintjétől távolodva (b); h = homoktalaj, v = vályogtalaj; a = agyagtalaj

kepek/8-13-abra.png


Az erősen és lazán kötött vizet a növények nem tudják hasznosítani (holtvíz).

II. Kapilláris víz

A 0,2–10 μm átmérőjű kapillárisokban lévő és a talajrészecskék érintkezési pontjainál visszatartott, ún. pórusszögletvíz tartozik ide. A kötőerő 0,3–15 bar (2,5–4,2 pF) közötti. Ez a nedvességforma jelenti a tartósan tárolt diszponibilis vizet.

A kapilláris nedvességben jelentős mennyiségű növényi tápanyag és egyéb vegyület oldódik. Ezeket a talajban mozgó víz a kisebb nedvességtartalmú (nagyobb szívóerejű) terek felé magával viszi.

A kapillárisok feltöltődése a lefelé szivárgó vízből és/vagy a talajvízből (alulról) történhet. Az előbbit függő, az utóbbit pedig támaszkodó kapilláris nedvességnek hívjuk.

1. Támaszkodó kapilláris víz. A talajvízből táplálkozó kapillárisok által felszívott nedvesség. Felszínhez közeli talajvíz esetén az anyagforgalom döntő tényezője. A párolgás és párologtatás miatt csökkenő kapilláris nedvesség a talajvízből folyamatosan pótlódik, miközben kialakítja a talaj jellemző sóprofilját. Elméletileg a zömmel szűk kapillárisokat tartalmazó agyagtalajok, a valóságban azonban a jó szerkezetű löszös vályogtalajok vízemelő képessége a legnagyobb. Agyagtalajoknál ugyanis – a duzzadás miatt – a legnagyobb szívóerejű vékony kapillárisokban egy idő után megáll a vízmozgás. A kapillárisan felemelt víz mennyisége a talaj szemcseösszetételétől függ, a talajvízszint feletti távolsággal pedig minden esetben csökken (8.13.b ábra).

2. Függő kapilláris víz. Jellemzője, hogy a kapillárisok a beszivárgó csapadékvízből vagy öntözővizekből (felülről lefelé) töltődnek fel, és a kialakult kapilláris zóna nincs kapcsolatban a talajvízzel. Ha az alsó talajrétegek oldható sótartalma jelentős, a párolgás miatt felfelé áramló függő kapilláris víz, a felső talajrétegben sófelhalmozódást okozhat. A függő kapilláris víz áramlása általában sokkal lassabb, mint a támaszkodó kapilláris vízé. A talajfelszín kiszáradása, a párolgási veszteség annál kisebb, minél szerkezetesebb és minél jobban árnyékolt a talaj.

3. Elkülönült (izolált) kapilláris víz. Ha a száradó talaj nedvességtartalma egy meghatározott értékre csökken, a kapilláris hézagokat kitöltő víz folytonossága megszűnik. Ezért a nedvesség és az oldott anyagok áramlása megáll.

Ez a nedvességforma a pórusszögletvízből és izolált kapillárisokban rekedt nedvességből áll. A növényzet számára – a kapilláris nedvesség más formáihoz hasonlóan – hasznosítható ugyan, kis mennyisége miatt azonban viszonylag gyorsan elfogy.

III. Szabad víz

Szabad víz csak a kapilláris pórusok telítődése után jelenik meg a talajban. Egyáltalán nem, vagy csak igen gyengén kötődik a szilárd fázishoz. A szabad víznek is több formája van.

  1. 1. Kapilláris–gravitációs víz. A 10–50 μm átmérőjű durvább pórusokban a kapilláris szívóerő értéke kisebb, mint a gravitációs erő, így ezekben a víz lassan lefelé áramlik. Ez a nedvességforma tehát átmenetet jelent a kapilláris és a gravitációs víz között. A kapilláris–gravitációs vízre a talaj csupán 0,3–0,05 bar (2,5–1,7 pF) erővel hat.

  2. 2. Gravitációs víz. Az 50 μm-nél nagyobb pórusokban (ahol a vonzóerő < 0,05 bar) a víz gyorsan szivárog lefelé. A gravitációs víz vagy eléri a talajvizet és növeli annak mennyiségét, vagy a szárazabb altalaj visszatartja (kapilláris és kötött víz formájában).

  3. A kapilláris–gravitációs és a gravitációs víz nagy mennyiségű sót tud feloldani/szállítani. Mozgásuk az oldott anyagok és a diszpergált kolloidok lemosódását vonja maga után.

  4. 3. Talajvíz. A talajvíz az altalaj legfelső, vizet záró rétege fölött kialakult összefüggő víztükör. A talajvíz szintje alatti víztároló rétegekben valamennyi pórus vízzel telített, szabad víz azonban itt is csak a kapilláris–gravitációs és a gravitációs pórusokban található.

    A talajvíz szintjének felszíntől való távolsága évszakonként változik. A vízszint szezonális ingadozása – a talajtulajdonságoktól és az időjárástól függően – az Alföldön 1–4 m-re tehető. Emelkedését a csapadék, a folyók áradása és a rendszeres túlöntözés idézheti elő.

    Oldalirányú mozgása szerint a talajvíz lehet mozgó vagy pangó. A mozgó talajvíz a talajból kimosott sók eltávolítását, a pangó víz pedig a sófelhalmozódást segíti elő. A felszínhez közeli sós-szikes talajvíz alapvető szerepet játszik a talajok szikesedésében.

  5. Vízgőz. A Hy értékénél nedvesebb talaj levegője (a hőmérséklettől függően különböző mennyiségű) vízgőzzel telített. A vízgőz a magasabb hőmérsékletű helyekről a hidegebbek felé mozogva kicsapódhat, növelve az adott réteg nedvességtartalmát. (Ez különösen jelentős a homoktalajok éjjelente lehűlt felső rétegének vízgazdálkodásában).

Holtvíztartalom, hasznosítható víz

A talaj–víz–növény kapcsolatrendszerben növényélettani szempontból két nedvességformát, a holtvizet és a hasznosítható vizet kell megemlíteni.

a) A holtvíz (HV) a talajnedvességnek a növényzet által nem hasznosítható, a gyökerek szívóerejénél erősebben kötött része. Ha a száradó talaj már csak holtvizet tartalmaz, a növényeken a tartós hervadás jelei mutatkoznak.

A holtvíz mennyisége függ a talaj tulajdonságaitól (elsősorban a kolloidtartalomtól és a kolloidok minőségétől), valamint a növény fiziológiai adottságaitól (növényfaj, fajta) és korától, fejlettségétől. Ezért a holtvíznek tekintett talajnedvesség mindig csak egy közelítő érték. A holtvíztartalom megállapítása történhet:

  • tenyészedényben nevelt jelzőnövényekkel (hervadási kísérlettel),

  • megfelelő túlnyomás alkalmazásával vagy

  • számítással.

Tenyészedényes hervadási kísérlet. Ha a tesztnövények elérnek egy meghatározott fejlettségi állapotot, megszüntetjük a vízutánpótlást. Így a növények fokozatosan felhasználják a talaj hasznosítható vízkészletét. Amikor bekövetkezik a tartós hervadás, meghatározzuk a talaj nedvességtartalmát.

A holtvíztartalom beállítása túlnyomásos készülékkel. A különböző gazdasági növények gyökérzete a víz felvételéhez maximum 10–35 (átlagosan 15) bar szívóerőt tud kifejteni. Ezért egyezményesen a 15 bar (15 atm = 15 000 vízoszlop cm = 4,2 pF) szívóerőnél/tenziónál nagyobb erővel kötött nedvességet tekintjük holtvíznek. A 15 bar hatóerőt túlnyomásos berendezéssel (vagy nagy fordulatszámú centrifugával) lehet előállítani.

A HV becslése számítással. A holtvíztartalom becsülhető az egyszerűen meghatározható Kuron-féle higroszkópossági értékből (hy) is. Kreybig szerint:

HVs% = 4 hy, illetve

HV tf% = 4 hy p , MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhbbf9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfea0=yr0R Yxir=Jbba9q8aq0=yq=He9q8qqQ8frFve9Fve9Ff0dmeaabaqaciGa baGaaeqabaqaaeaadaaakeaaqaaaaaaaaaWdbiaabIeacaqGwbWaaS baaSqaaiaabshacaqGMbGaaeyjaaqabaGccqGH9aqpcaqG0aGaaeii aiaabIgacaqG5bGaeyyXICTaaeiCaiaabYcaaaa@3E5E@ (8.16a. egyenlet)

ahol:

ρ = a talaj térfogattömege.

b)Hasznosítható (diszponibilis) víz. A diszponibilis víz (DV) a talajnedvességnek a növények számára hozzáférhető (15 barnál kisebb tenziójú) része. Mennyisége, a vízkapacitás (vagy az aktuális nedvességtartalom) és a HV ismeretében, számítással becsülhető:

DVK = VK sz HV , MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhbbf9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfea0=yr0R Yxir=Jbba9q8aq0=yq=He9q8qqQ8frFve9Fve9Ff0dmeaabaqaciGa baGaaeqabaqaaeaadaaakeaaqaaaaaaaaaWdbiaabseacaqGwbGaae 4saiabg2da9iaabAfacaqGlbWaaSbaaSqaaiaabohacaqG6baabeaa kiaacobicaqGibGaaeOvaiaabYcaaaa@3C17@ (8.16b. egyenlet)

és

DV akt = θ HV , MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhbbf9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfea0=yr0R Yxir=Jbba9q8aq0=yq=He9q8qqQ8frFve9Fve9Ff0dmeaabaqaciGa baGaaeqabaqaaeaadaaakeaaqaaaaaaaaaWdbiaabseacaqGwbWaaS baaSqaaiaabggacaqGRbGaaeiDaaqabaGccqGH9aqpcaqG4oGaai4e GiaabIeacaqGwbGaaeilaaaa@3BB6@ (8.16c. egyenlet)

ahol:

DVK = a szabadföldi vízkapacitásig telített talaj hasznosítható víztartalma; DVakt = a DV a talaj adott nedvességtartalma esetén; θ = az aktuális nedvességtartalom. A DV is megadható különböző mértékegységekben (tömeg%, térfogat%, mm/xcm, m3/ha).

A homok-, vályog- és agyagtalajok átlagos VK, HV, DV értékeit összehasonlítva látható, hogy a vízkapacitás az agyagtalajoknál, a diszponibilis víz mennyisége viszont a vályogtalajoknál a legnagyobb (8.7. táblázat).

8.7. táblázat - A VKsz, a DV és a HV átlagértéke a különböző szemcseösszetételű talajokban (tájékoztató adatok)

Textúraosztály

VKsz

DV

HV

DV

HV

térfogat %

VK %-ában

homok

10

8

2

80

20

vályog

31

16

15

51

49

agyag

46

13

33

28

72


Az előzőek alapján nyilvánvaló a nedvességformák talajfizikai és növényélettani felosztása közötti összefüggés. A kötött víz a holtvíznek felel meg, a mozgékony kapilláris nedvesség pedig a tartósan tárolt diszponibilis vízzel egyenlő.

Vízvisszatartási- (pF-) görbék

A pF-görbék a talaj egyensúlyi nedvességtartalmát mutatják a megfelelő pF-érték függvényében. A görbe egyes pontjait reprezentáló pF-értékeket a nedvességformákra jellemző pórusméretek figyelembevételével választjuk meg.

A három legfontosabb szemcseosztályba tartozó (homok-, vályog- és agyag-) talajok jellemző pF-görbéjét, valamint a nedvességformák és a pórusméret közötti kapcsolatot az 8.14. ábra mutatja. Ebből jól látszik, hogy azonos tenzió (pF) esetén különbözik az egyes talajok nedvességtartalma, megállapítható továbbá a HV, valamint a diszponibilis víz mennyiségének (száradás közbeni) változása, a talaj összporozitása és a pórusméret-megoszlás.

8.14. ábra - A homok-, vályog- és agyagtalajokra jellemző pF-görbék

kepek/8-14-abra.png


A teljes pF-görbe mértékadó pontjait nem lehet egyazon módszerrel, ill. eszközzel meghatározni. Más módszert és eszközöket kell alkalmazni a pF > 3 (=103 vízoszlop cm = 1 bar) tartományban, s másokat az ennél kisebb kötőerők esetén.

A pF < 3-nak (0; 1,8; 2,5 pF-nek) megfelelő egyensúlyi nedvességtartalmak laboratóriumi meghatározásához olyan zárt berendezésre van szükség, amelyikben konstans szívóerő vagy nyomás biztosítható. A készülékben a nedves talajminták megfelelő szerkezetű porózus lapra kerülnek. A pF = 0–2 közötti intervallumban erre a célra – műanyagszitával lefedett – homoklapokat, a pF = 2–3 közötti értékek mérésekor pedig finom homok és kaolin keverékéből készült rétegeket alkalmaznak. A kívánt szívóerőt meghatározott magasságú vízoszloppal vagy vákuumszivattyúval lehet előállítani. Az egyensúly beállta (2–12 nap) után meghatározzuk a talaj nedvességtartalmát. Nálunk Várallyay szerkesztett sorozatmérésekre alkalmas berendezéseket.

A pF = 3–4,2 (az 1–15 bar) tenziótartományban már erős falú, zárt acélkamrát és olyan cellofán membránt kell használni, amelyik nem engedi át a levegőt, a talajból kivont víz azonban átjuthat rajta. A hatóerőt minden esetben túlnyomással hozzuk létre.

A legerősebben kötött nedvességtartalmat (pF > 4,2) minden esetben a talajminta ismert gőztenziójú térbe helyezésével állítjuk be. A talaj nedvessége ekkor a környezet páratartalmával egy idő múlva egyensúlyba kerül. A levegő vízgőztelítettsége (p%) és a pF között, Schofieldszerint, a következő összefüggés áll fenn: pF = 6,5 + log(2 – logp%); 20 °C-on. Az ehhez tartozó talajnedvesség szárítószekrényes módszerrel mérhető. A képlettel számítva, a 95,6% relatív páratartalmú térrel egyensúlyba hozott (Hy-nal jelölt) talajnedvességet pF = 4,7; a 35,2%-os telítettségű levegő esetén kapott nedvességet (hy) pedig pF = 6,1 kötőerő jellemzi.

Megjegyzendő, hogy a pF-görbe néhány jellemző pontját (a 0; 2,5; 4,2 pF-nek megfelelő értéket) a VKmax és a VKmin meghatározására hagyományosan használt mintavevő hengeres módszerrel, valamint a HV közelítő számításával is becsülni lehet.

Fontos, hogy a pF-görbe pontjainak egymás utáni megállapítása a kisebb pF-értékektől a nagyobbak felé haladva (a nedves talaj fokozatos víztelenítésével) történjék, ne pedig fordítva. A nedves talaj kiszárításakor, ill. a száraz talaj fokozatos nedvesítésekor ugyanis egy-egy pF-hez más nedvességtartalom tartozik.

Egy vályogtalajnál pl. 4,2 pF-nél, a vízelvonáskor mintegy 12,5%-os, nedvesítés esetén pedig 7%-os víztartalom adódott. Ezt a jelenséget nedvesedési hiszterézisnek nevezzük (8.15. ábra).

8.15. ábra - A nedvesedési hiszterézis megnyilvánulása egy vályogtalajnál

kepek/8-15-abra.png


A talaj konzisztenciája

Egy anyag konzisztenciája (összetartása, szilárdsága) a kohéziós és az adhéziós erők nagyságától függ. A talaj szilárdsága szoros kapcsolatban van a nedvességtartalommal, ezért az adott állapothoz tartozó víztartalmat mindig figyelembe kell venni.

Eredeti szerkezetű minták esetén a szilárdság számszerű kifejezésére az egyirányú nyomással szembeni ellenállást (az ún. nyomószilárdságot) használjuk, a bolygatott, gyúrt minták konzisztenciáját pedig az adott állapot eléréséhez szükséges vízmennyiséggel jellemezzük. A talajtanhoz kapcsolódó vizsgálatoknál az utóbbi megoldás terjedt el.

Egy talajmintához sok vizet adva, s azzal jól elkeverve, folyékony pépet kapunk, mivel a szemcséket összetartó erők nem vagy csak kismértékben érvényesülhetnek. Ha a pépet fokozatosan szárítjuk, egy idő után képlékeny (alaktartó) lesz, majd a nedvességtartalom további csökkenésekor a talaj elveszti a képlékenységét, s eléri a szilárd állapotot.

A talajok konzisztenciaállapota szilárd, félszilárd, képlékeny és folyós lehet. A konzisztenciaállapotok közötti átmenetre jellemző nedvességértékeket konzisztenciahatároknak nevezzük. A leggyakrabban használt konzisztenciahatárok:

  • a folyási határ (Fh),

  • a képlékenységi (sodrási vagy plasztikussági) határ (Ph) és

  • a zsugorodási határ (Zsh).

A nedvességtartalom mind a három esetben tömeg%-egységekben van kifejezve.

Konzisztenciahatárok

a) Folyási határ (Fh). A 100 g talaj folyós állapotának eléréséhez szükséges vízmennyiség. Megállapításához speciális készülékeket használnak.

A Casagrande-féle módszernél egy szabványos méretű, gömbszelet alakú rézcsészébe vitt pasztában barázdát alakítanak ki, majd a csészét egy excentrikus tengely forgatásával annyiszor ejtegetik le 1 cm magasságból, amíg a barázda 12 mm hosszúságban összefolyik. A vizsgálatot legalább három különböző víztartalomnál kell elvégezni. Az összefolyáshoz szükséges ejtésszám/víztartalom összefüggést ábrázolva, leolvasható a 25 ejtésszámhoz tartozó (a folyási határt jellemző) víztartalom.

A Vasziljev-módszerrel egy szabványos méretű és tömegű acélkúp behatolási mélysége alapján állapítható meg a kívánt konzisztenciaállapot. A folyási határnak megfelelő nedvességtartalomnál a kúp éppen 10 mm mélyen süllyed a pasztába.

A folyási határ értéke közel áll az Arany-féle kötöttségi számhoz, de annál valamivel nagyobb.

b) Plasztikussági (sodrási) határ (Ph). A képlékenység alsó határa. Ebben az állapotban, a talajból sodrással készített vékony pálcika (sodrat) már töredezni kezd. A plasztikussági határt is a minta nedvességtartalmának mérésével kapjuk meg.

c) Zsugorodási határ (Zsh). A duzzadó talajok térfogata egy ideig lineárisan csökken a víztartalom csökkenésével. Amikor a nedvességtartalom egy küszöbértéket elér, a száradás már nem okoz további zsugorodást. A zsugorodási határt tehát a talajnak az a víztartalma mutatja, amelyet elérve, szárításkor nem következik be térfogatváltozás. A Zsh viszonylag pontosan megállapítható úgy, hogy a száradó talaj térfogatát és nedvességtartalmát több ízben meghatározzuk, majd a minta %-os térfogatváltozását a megfelelő víztartalom függvényében ábrázoljuk. A pontok, jó közelítéssel egy egyenes mentén fekszenek mindaddig, amíg a zsugorodást a kapilláris víz elpárolgása idézi elő. A Zsh-t az egyenesnek a nedvességtengelyre vetített metszete adja meg.

Az időigényes mérések helyett a gyakorlatban legtöbbször az egyszerűen meghatározható plasztikussági (sodrási) határból számítjuk a zsugorodási határt, azaz

Zsh = 0,65 Ph.

d) Tapadási határ (Th). Olyan nedvességi állapot, amelynél a fokozatosan száradó talaj már nem tapad sima fémfelülethez. Ha ennél nagyobb a talaj nedvességtartalma, nő a talajművelő eszközök vonóerő-szükséglete, és a talaj szerkezete is erősen károsodik.

8.8. táblázat - A kötött talajok konzisztenciája és az azzal összefüggő tömöríthetősége

Konzisztenciahatárok

Konzisztenciaállapot

Művelhetőség

Tömöríthetőség

Talajtaposás hatása

Zsugorodási határ (Zsh)

Képlékenységi határ (Ph)

Tapadási határ (Th)

Folyási határ (Fh)

 

szilárd

nehezen művelhető

(rögös, hantos)

csekély

nem tömörít

 

félig

szilárd

jól

művelhető

növekvő

tömörít

 

keményebb

képlékeny

korlátozottan művelhető (kenődő)

maximális

igen erősen tömörít, szerkezetromboló

 

lágy

képlékeny

nem művelhető

csökkenő

erősen szerkezetromboló

 

folyós

nincs


A kötöttebb talajok (vályogtalajok, agyagtalajok) konzisztenciaállapota, művelhetősége és tömöríthetősége közötti összefüggéseket az 8.8. táblázat foglalja össze. A talaj művelése szempontjából a félig szilárd konzisztenciaállapot a kedvező. Ekkor a talaj nedvességtartalma a zsugorodási és a képlékenységi határ között van, nedves tapintású, de nem sodorható, ezért a különböző talajművelési eljárások (talajlazítás, tárcsázás, szántás) megfelelő minőségben, káros hatások nélkül elvégezhetők. A képlékenységi (plasztikus) határnál nagyobb nedvességtartalomnál a talaj kenődik, a művelés rombolja a talaj szerkezetét, míg a zsugorodási határnál kisebb nedvességtartalomnál a talaj túl merev, megnő a vonóerőszükséglet, a művelőeszközök nagy rögöket szakítanak ki.

A szilárd konzisztenciájú talajt nem, vagy csak kismértékben lehet tömöríteni, a taposás nem okoz lényeges változást. Képlékeny állapotban viszont rendkívül nagy a tömörődés és a szerkezetrombolódás veszélye.

Konzisztenciaindexek

a) Boekel-féle B-index. A plasztikussági (sodrási) határ és a tömeg%-ban kifejezett szabadföldi vízkapacitás hányadosa:

B = P h VK sz . MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaKqzGfGaaeOqaiabg2da9OWaaSaaae aajugybiaabcfakmaaBaaaleaacaqGObaabeaaaOqaaKqzGfGaaeOv aiaabUeakmaaBaaaleaacaqGZbGaaeOEaaqabaaaaKqzGfGaaiOlaa aa@3D62@

A talaj taposás, tömörítés iránti érzékenységét kifejező viszonyszám. Minél közelebb van az értéke egyhez, annál nagyobb a talaj ellenálló képessége a tömörítő hatásokkal szemben. A legérzékenyebb talajoknál a B-index 0,5 körüli.

b) Képlékenységi szám vagy plasztikussági index (Pi). A folyási határ (Fh) és a plasztikussági (sodrási) határ (Ph) különbsége:

Pi = Fh – Ph.

A konzisztenciaállapotot kifejező nedvességtartalmak, különösen a folyási határ és a plasztikussági index értékei, nagymértékben függenek a talaj szemcseösszetételétől, a szemcsék anyagi minőségétől és a minta szervesanyag-tartalmától, ezért alkalmasak a talajok közötti hasonlóságok/különbségek kifejezésére (8.9. táblázat).

8.9. táblázat - A talajok kozisztenciahatárai (Buzágh szerint)

Konzisztencia-határ

Homok

Finom homok

Iszap, vályog

Agyag

Folyási határ (Fh)

15–20

20–30

30–40

40–150

Plasztikus(sodrási határ) (Ph)

nincs

20

20–25

25–50

Zsugorodási határ (Zsh)

12

12–20

14–25

8–35

Plasztikussági index (Pi)

0

3–10

10–15

15–100


c) Relatív konzisztenciaindex (K i ). A talaj tényleges víztartalma, folyási határa és plasztikussági indexe közötti kapcsolatot fejezi ki (8.16. ábra.). Olyan jellemző, amelyben a folyási határnak megfelelő víztartalom (Fh) és a talaj adott nedvességtartalma (θ) közötti különbséget a plasztikussági indexhez (az Fh és a Ph különbségéhez) viszonyítjuk:

K i = F h % θ s % P i MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaiaabUeajuaGdaWgaaWcbaqcLbsaca qGPbaaleqaaOGaeyypa0ZaaSaaaeaacaqGgbqcfa4aaSbaaSqaaKqz GeGaaeiAaaWcbeaakiaacwcacqGHsislcaqG4oqcfa4aaSbaaSqaaK qzGeGaae4CaaWcbeaakiaacwcaaeaacaqGqbqcfa4aaSbaaSqaaKqz GeGaaeyAaaWcbeaaaaaaaa@41E5@ (8.17. egyenlet)

8.16. ábra - A relatív konzisztenciaindex (Kh) értéke, valamint a talaj víztartalma és konzisztenciaállapota közötti összefüggés

kepek/8-16-abra.png


A relatív konzisztenciaindex, a víztartalom és a konzisztenciaállapot közötti összefüggés az 8.16. ábrán látható. Ha Ki = 1, a víztartalom a sodrási (plasztikussági) határnak felel meg. Ha Ki = 0,5, a víztartalom a Ph és Fh között van: a talaj már puha. A folyási határnál Ki = 0, a száraz és félszáraz talajnál pedig (amikor θ < Ph) a Ki > 1.