Ugrás a tartalomhoz

Talajtan

Stefanovits Pál, Filep György, Füleky György

Mezőgazda Kiadó

Vízmozgás a talajban

Vízmozgás a talajban

Vízmozgás akkor jön létre, ha a talaj különböző pontjaiban eltérő a víz potenciális energiája. Az áramlás a nagyobb potenciális energiájú (kisebb tenziójú) vizet tartalmazó helyekről, a kisebb potenciális energiájú (a vizet erősebben kötő, nagyobb szívóerejű, szárazabb) tér irányába történik, s mindaddig tart, amíg az energiakülönbségek ki nem egyenlítődnek. Az áramlási sebesség és a mozgó víz mennyisége több tényezőtől függ. Ezek közül a legfontosabbak:

  • a talajba jutó víz és/vagy a talajban lévő mozgékony nedvesség össztérfogata,

  • a szelvény rétegezettsége, a rétegek tulajdonságai (porozitás, pórusméret-megoszlás stb.),

  • a tér egyes pontjaiban lévő víz potenciális energiája és a kialakult energiakülönbségek.

A vízmozgásnak három alaptípusát lehet megkülönböztetni:

  • vízmozgás vízzel telített (kétfázisú) talajban,

  • vízmozgás telítetlen (háromfázisú) talajban,

  • páramozgás.

Vízmozgás kétfázisú (vízzel telített) talajban

A vízzel telített porózus rendszerekben a gravitációs erő hatására bekövetkező vízmozgás törvényét, homokoszlopokkal végzett kísérletek alapján (8.17. ábra), elsőként Darcy (1856) fogalmazta meg. Megállapította, hogy konstans sebességű, egyirányú áramlás esetén, az oszlop alján kifolyt vízmennyiség (Q) megadható, mint

8.17. ábra - Vázlat a Darcy-törvény értelmezéséhez

kepek/8-17-abra.png


Q = K s A ( l + x)t x MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaiaabgfacqGH9aqpcaqGlbWaaSbaaS qaaKqzafGaae4CaaWcbeaakmaalaaabaGaaeyqaiabgwSixlaabIca caWGSbGaey4kaSIaaeiEaiaabMcacaqG0baabaGaaeiEaaaaaaa@3F84@ (8.18. egyenlet)

ahol:

Q = az átfolyt víz mennyisége, cm3; x = a homokoszlop (talajoszlop) magassága, cm; A = az oszlop keresztmetszetének területe, cm2; l = a talajoszlop fölötti vízborítás vastagsága, cm; t = az idő, sec (vagy perc); Ks = az adott rendszerre jellemző arányossági tényező (hidraulikus vezetőképesség, vagy szivárgási tényező), cm/sec. A Ks gyakorlati mértékegysége talajoknál: cm/nap. Meghatározása történhet laboratóriumban (természetes szerkezetű mintákkal) vagy a helyszínen.

A 8.18. összefüggésből következik, hogy az átfolyt víz térfogata egyenesen arányos a talaj hidraulikus vezetőképességével, az oszlop keresztmetszetével (felületével), a hidraulikus nyomáskülönbséggel (l + x), az áramlás idejével, és fordítottan arányos a talajoszlop hosszúságával.

Az időegység alatt egységnyi keresztmetszeten átszivárgó vízmennyiség (az áramlási sebesség) pedig: v = Q/At, ami az alapegyenlet átrendezésével a

v = K s ( l + x) x MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaiaabAhacqGH9aqpcaqGlbqcfa4aaS baaSqaaKqzGeGaae4CaaWcbeaakmaalaaabaGaaeikaiaadYgacqGH RaWkcaqG4bGaaeykaaqaaiaabIhaaaaaaa@3C12@ (8.19. egyenlet)

képletnek felel meg.

Mivel az 8.17. ábrán vázolt rendszerben referenciaszintnek az oszlop alját tekinthetjük, valamint fennáll az l + x = H1 – H2 = ΔH, illetve az x = z1 – z2 = Δz egyenlőség, a telített vízáramlás sebességi egyenlete az alábbi, általánosan használt formában is felírható,

v = ( K s Δ H Δ z ) , MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaiaabAhacqGH9aqpcaGGtaYaaeWaae aacaqGlbqcfa4aaSbaaSqaaKqzGeGaae4CaaWcbeaakmaalaaabaGa auiLdiaabIeaaeaacaqHuoGaaeOEaaaaaiaawIcacaGLPaaacaGGSa aaaa@3DE6@ (8.20. egyenlet)

amiből következik, hogy:

K s = ( v Δ z Δ H ) = ( Q At Δ z Δ H ) . MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaiaabUeadaWgaaWcbaqcLbsacaqGZb aaleqaaOGaeyypa0JaeyOeI0YaaeWaaeaacaqG2bWaaSaaaeaacaqH uoGaaeOEaaqaaiaafs5acaqGibaaaaGaayjkaiaawMcaaiabg2da9i abgkHiTmaabmaabaWaaSaaaeaacaqGrbaabaGaaeyqaiaabshaaaGa eyyXIC9aaSaaaeaacaqHuoGaaeOEaaqaaiaafs5acaqGibaaaaGaay jkaiaawMcaaiaac6caaaa@4A09@ (8.21. egyenlet)

Jelölések: v = az áramlási sebesség, cm/sec; ΔH = a hidraulikus nyomáskülönbség, cm; ΔH/Δz = a hidraulikus gradiens (grad H), azaz a hidraulikus nyomás egységnyi távolságra eső változása, cm/cm. A képlet jobb oldalán szereplő negatív előjel pedig azt jelzi, hogy a vízmozgás lefelé irányul.

Vízmozgás háromfázisú (vízzel nem telített) talajban

A telítetlen talaj pórusterének egy részét víz, egy részét levegő tölti ki. Azt, hogy adott nedvességtartalom és nedvességpotenciál mellett a pórustér hány százalékát foglalja el a víz (s az milyen méretű pórusokban, milyen nagyságú erők hatása alatt áll), a pF-görbékből lehet megállapítani.

A telítetlen vízmozgást a nedvességtenzió-különbségek (mátrixpotenciál-különbségek) idézik elő. A víz áramlása azonban csak az adott tenziónál vizet tartalmazó és egymással összefüggő pórusokban történhet, ezért a talaj telítetlen vízvezető képessége (kapilláris vezetőképessége) mindig kisebb, mint a telített állapotban mért hidraulikus vezetőképesség. A kettő közötti különbség annál nagyobb, minél kevesebb pórus van vízzel feltöltve. Ebből következik, hogy adott talaj kapilláris vezetőképessége (k) a nedvességállapottól függően változik, ezért azt nem lehet egyetlen számértékkel kifejezni. Jellemzéséhez a k = f(θ) vagy k = f(hm) függvénykapcsolat (8.18. ábra) ismerete szükséges.

8.18. ábra - A k – hm függvény jellemző formája különböző textúrájú talajoknál

kepek/8-18-abra.png


A 8.18. ábrából is kitűnik, hogy a különböző nedvességállapotokhoz tartozó kapilláris vezetőképesség (a k – hm függvény alakja) a pórusméret-eloszlástól függ. Homoktalajoknál a pórusok túlnyomó része nagyméretű, a finom pórusok mennyisége elenyésző. Ezért telített állapotban nagy a hidraulikus vezetőképességük, a nedvességtartalom csökkenésével (a hm növekedésével) azonban a k hirtelen és erősen csökken. Az agyagtalajok pórustere viszont gyenge vízvezető képességű, a vizet erősen tartó, szűk kapillárisokból áll. Ezért a vízzel telített talaj hidraulikus vezetőképessége viszonylag kicsi, azonban a szívóerő (hm) növekedésével kevésbé csökken, mint a homoktalajoké, és még a nagy szívóerő-tartományokban is jelentős mértékű. A vályogtalajok pórusméret-eloszlása és a nedvességállapottól függő hidraulikus vezetőképessége a legkedvezőbb.

A k(h) és a hm közötti összefüggés Gardner szerint,

k(h) = a h m n + b , MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaiaabUgacaqGOaGaaeiAaiaabMcacq GH9aqpdaWcaaqaaiaabggaaeaacaqGObqcfa4aa0baaSqaaKqzGeGa aeyBaaWcbaqcLbsacaqGUbaaaOGaey4kaSIaaeOyaaaacaGGSaaaaa@3E1C@

ahol:

a, n és b kísérletileg meghatározható állandók.

A konstans sebességű kapilláris vízmozgás leírására, Buckingham (1907) a Darcy-törvényt kifejező 8.20. képlet módosított formáját javasolta,

v = ( k(h) Δ H Δ z ) , MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaiaabAhacqGH9aqpcqGHsisldaqada qaaiaabUgacaqGOaGaaeiAaiaabMcadaWcaaqaaiaafs5acaqGibaa baGaauiLdiaabQhaaaaacaGLOaGaayzkaaGaaiilaaaa@3E2A@ (8.22. egyenlet)

ahol:

v = a kapilláris vízmozgás sebessége a vízzel nem telített talajban, cm/nap, k(h) = a hm nedvességpotenciáltól (szívóerőtől) függő kapilláris vezetőképesség, cm/ nap, ΔH/Δz = a hidraulikus gradiens, a mozgatóerő.

Felhasználva a H = hm + z egyenlőséget, egyirányú függőleges áramlásra a (8.22.)a következő formára hozható (Buckingham-Darcy egyenlet),

v = k(h) ( Δ h m Δ z + Δ z Δ z ) = k(h) ( Δ h m Δ z + 1 )   , MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaiaabAhacqGH9aqpcqGHsislcGaPag 4AaiacKcyGOaGaiqkGbIgacGaPagykamacKcyadaqaiqkGdGaPaUaa aeacKcOaiqkGfs5acGaPagiAaKqbaoacKc4gaaWcbGaPaMqzGeGaiq kGb2gaaSqajqkGaaGcbGaPakacKcyHuoGaiqkGbQhaaaGamqkGgUca RmacKc4caaqaiqkGcGaPawiLdiacKcyG6baabGaPakacKcyHuoGaiq kGbQhaaaaacGaPaAjkaiacKcOLPaaacWaPaAypa0JamqkGgkHiTiac idyGRbGaiGmGbIcacGaYagiAaiacidyGPaWaiGmGbmaabGaYaoacid 4caaqaiGmGcGaYawiLdiacidyGObqcfa4aiGmGBaaaleacidycLbsa cGaYagyBaaWcbKaYacaakeacidOaiGmGfs5acGaYagOEaaaacWaYaA 4kaSIaiGmGigdaaiacidOLOaGaiGmGwMcaaiaabccacaqGSaaaaa@92B9@ (8.23. egyenlet)

amelyben a hm a cm-ekben kifejezett mátrixpotenciál.

A vízgőz mozgása a pórustérben

A vízpárát vagy az áramló talajlevegő sodorja magával (passzív mozgás), vagy diffúzió révén mozog (aktív páramozgás) a magasabb hőmérsékletű – nagyobb relatív páratartalmú – helyekről a kisebb parciális nyomású pórusok felé. Mivel a talajlevegő áramlására csak nagyon ritkán kerül sor és az csak a felszín közelében lehetséges, a páramozgás döntően a diffúzióval megy végbe.

A száraz talajfelszín éjszakai lehűlésekor a felfelé áramló vízpára egy része talajharmat alakjában kicsapódik, növelve a feltalaj víztartalmát.

A talajok nedvességforgalma

A periodikus beázás és száradás miatt a talaj nedvességtartalma térben és időben folyamatosan változik. A térbeli különbségek mind vertikálisan (a nedvesség mélységbeli eloszlásában, azaz a nedvességprofil alakjában), mind horizontálisan (a tér különböző helyein fekvő szelvények nedvességprofiljában) megmutatkoznak. A térbeli és időbeli (nedvességdinamikai) változások kimutatására a rendszeres nedvességvizsgálatok alkalmasak.

A víz beszivárgása és szétoszlása

a) Beszivárgás. A felszínre került víz a pórusokon és a repedéseken keresztül jut be a talajba. Először csak egy vékony réteget nedvesít át, megtöltve a kisebb, majd a nagyobb átmérőjű kapillárisokat és pórusszögleteket. Az ezen felüli víztöbblet a gravitációs pórusokban fokozatosan nyomul lefelé, és az átnedvesedett réteg egyre vastagabb lesz. Az átázott talaj a továbbiakban már csak átereszti a vizet a gravitációs pórusokon keresztül, az az alatti réteg viszont még csak nedvesedik.

A vízbefogadás sebessége (v) kezdetben nagyobb (8.19. ábra, 1 jelű görbe), majd fokozatosan csökken, s végül állandósul. Az első, meredek szakasz felel meg a vízelnyelésnek, a második – közel állandó lefutású – szakaszban pedig a vizet már csak átereszti, vezeti a talaj. A beszivárgás két részfolyamata tehát egymáshoz kapcsolódva, egyidejűleg zajlik le.

Ha az adott idő alatt összesen beszivárgott vízmennyiséget, a I=t=0t=nmmMathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaabaaaaaaaaapeGaaeysaiabg2da9m aaqahabaGaaeyBaiaab2gaaSqaaiaabshacqGH9aqpcaaIWaaabaGa aeiDaiabg2da9iGac6gaa0GaeyyeIuoaaaa@3D7D@ értékeket vesszük figyelembe, egy fokozatosan emelkedő összegzőgörbét kapunk (8.19. ábra, 2. görbe).

8.19. ábra - A beszivárgási sebesség (1. görbe) és az összesen beszivárgott víz mennyiségének (2. görbe) időbeni változása

kepek/8-19-abra.png


A beszivárgási görbék értékelése egyszerűen megoldható a Kosztjakov-egyenlettel. E szerint az elnyelt összes vízmennyiség (I) és a beszivárgási idő közötti kapcsolatot (a 2. sz. összegezőgörbét) az

I = k t m MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhbbf9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfea0=yr0R Yxir=Jbba9q8aq0=yq=He9q8qqQ8frFve9Fve9Ff0dmeaabaqaciGa baGaaeqabaqaaeaadaaakeaaqaaaaaaaaaWdbiaabMeacqGH9aqpca qGRbGaeyyXICTaaeiDamaaCaaaleqabaGaaeyBaaaaaaa@38E7@ (8.24. egyenlet)

egyenlet írja le,

ahol:

I = a különböző időpontig befogadott víz, mm; t = a megfigyelési idő, k = egy arányossági tényező; m = az I időbeni változását mutató paraméter, amelynek értéke: < 1.

A k és m egy-egy talaj adott állapotára jellemző konstans. Értéküket a mérési adatokból számítógéppel vagy a következő grafikus eljárással lehet megállapítani. Az egyenletet logaritmusos formában írva, az egyenes egyenletével megegyező: y = b + a x alakú összefüggéshez jutunk, azaz

log I = log k + m log t . MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhbbf9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfea0=yr0R Yxir=Jbba9q8aq0=yq=He9q8qqQ8frFve9Fve9Ff0dmeaabaqaciGa baGaaeqabaqaaeaadaaakeaaqaaaaaaaaaWdbiaabYgacaqGVbGaae 4zaiaabccacaqGjbGaeyypa0JaaeiBaiaab+gacaqGNbGaaeiiaiaa bUgacqGHRaWkcaqGTbGaeyyXICTaaeiBaiaab+gacaqGNbGaaeiiai aabshacaqGUaaaaa@4497@ (8.25. egyenlet)

Az I-t adatpárokat log -log papíron ábrázolva, talajonként eltérő meredekségű egyenest kapunk, melynek tengelymetszete a k, meredeksége az m értékét adja (8.20. ábra).

8.20. ábra - A Kosztjakov-egyenletben szereplő k és m grafikus meghatározása

kepek/8-20-abra.png


A beszivárgási sebesség (v) időbeni változását pedig az (8.24.) egyenlet idő szerinti differenciálásával kapott összefüggés jellemzi:

v = dI dt = k m t m–1 = k t –p MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaiaabAhacqGH9aqpdaWcaaqaaiaabs gacaqGjbaabaGaaeizaiaabshaaaGaeyypa0Jaae4AaiabgwSixlaa b2gacqGHflY1caqG0bqcfa4aaWbaaSqabeaajugibiaab2gacaqGta Iaaeymaaaakiabg2da9iaabUgaieaacaWFzaIaeyyXICTaaeiDaKqb aoaaCaaaleqabaqcLbsacaqGtaIaaeiCaaaaaaa@4C69@ (8.26. egyenlet)

melyben: k ∙ m = k’, és mivel m < 1, az m – 1 = – p. Az m és a (– p), mint a szivárgás intenzitásának csökkenését mutató paraméterek, alkalmasak a talajok közötti különbségek kimutatására.

A vízelnyelés kezdeti sebességét a talaj szerkezetén kívül, nagymértékben befolyásolja az eredeti nedvességtartalom is. (A szárazabb talaj sokkal gyorsabban nyeli el a vizet, mint a nedvesebb). A vízáteresztő képességet pedig főként a gravitációs pórusok mennyisége határozza meg. Az állandósult vízáteresztést jelentősen befolyásolja a szerkezet vízállósága is, ezért ez a szerkezet stabilitásának jellemzésére is használható. Nem homogén (rétegezett) szelvényben a talaj vízáteresztő képességét, mindig a legkevésbé áteresztő réteg szabja meg.

A talaj nedvességtartalmának beszivárgás közbeni növekedésére, a vízadagolás módja is hatással van. Árasztás esetén pl. a felső rétegekben, egy idő múlva kétfázisú talajállapot alakul ki. Esőzés vagy esőszerű öntözés közben viszont – ha a csapadék intenzitása nem haladja meg a talaj víznyelő és vízáteresztő képességét – telítetlen állapot és a háromfázisú rendszerre jellemző vízmozgás jön létre.

b) Nedvességkiegyenlítődés. A vízmozgás a talajban a vízutánpótlás megszűnésével sem áll meg, mivel a gravitációs és a kapilláris-gravitációs pórusok zöme akkor még vízzel van töltve. A víz áramlása addig tart, amíg a nagyméretű pórusok ki nem ürülnek, azaz amíg az adott rétegek a szabadföldi vízkapacitásnak megfelelő nedvességi állapotba jutnak. Ahogy a pórusok kezdenek kiürülni, a vízmozgás sebessége fokozatosan csökken a szelvényben. Ezt a folyamatot nedvesség-kiegyenlítődési szakasznak nevezhetjük. A kiegyenlítődés a durva szemcséjű talajokban jóval gyorsabban játszódik le, mint agyagos szelvényekben. A beszivárgó víz oldalirányú mozgása csak kötöttebb talajokban, s ott is csak pontszerű vagy vonalszerű betáplálás (pl. barázdás vagy cseppenkénti öntözés) esetén számottevő.

Az, hogy meghatározott mennyiségű víz milyen mélyen áztatja át a talajt, a rétegek vízkapacitásától (VK) és kezdeti nedvességtartalmától (θ) függ. Nyilvánvaló, hogy két azonos nedvességtartalmú talaj közül, ugyanannyi csapadék hatására az fog mélyebben beázni, amelyiknek kisebb a vízkapacitása. A meghatározott vastagságú talajréteg feltöltéséhez szükséges vízmennyiség (a talaj vízhiánya = VH) tehát a

VH = VKszθ

összefüggés szerint egyszerűen megadható. Attól függően, hogy a vízkapacitást és a pillanatnyi nedvességtartalmat milyen mértékegységekben fejezzük ki, a vízhiányt térfogat-%-ban, mm-ben vagy m3/ha egységekben kapjuk.

A talaj száradása

A talajok száradása a felső talajréteg(ek) nedvességtartalmának párolgása (fizikai párolgás = evaporáció) és a vízkészlet növények általi párologtatása (biológiai párolgás = transzspiráció) miatt következhet be. Növényzettel borított területeken a két folyamat mindig összefonódik (evapotranszspiráció).

A nedvességtartalom és a nedvességprofil száradás közbeni változását és a változás sebességét több tényező befolyásolja. A legfontosabbak:

  • a talaj mozgékony vízkészlete és kapilláris vezetőképessége,

  • a légmozgás (szél),

  • a felszínt érő hősugárzás intenzitása és időtartama, valamint

  • a növényzet (növényfaj és -fajta, a növény fejlettségi állapota, s az állománysűrűség).

A száradás miatti nedvességtartalom-csökkenés és vízmozgás tendenciáit, legkönynyebben egyszerű modellrendszerek tanulmányozásával lehet áttekinteni. A legegyszerűbb rendszerek a növényzettel nem borított homogén talajoszlopok, mivel ezeknél csak az evaporáció hatása érvényesül. Talajoknál az evaporáció vizsgálatakor két alapesetet kell megkülönböztetni, éspedig

  • ha a talajvíz közel van a felszínhez, illetve

  • ha a talajvíz mélyen helyezkedik el, s nincs befolyása a felső rétegek vízforgalmára.

a) Evaporáció felszínhez közeli talajvíz esetén. A talajvíz feletti kapilláris zónából a víz további szállítása, felszín felé áramlása, akkor következik be, ha a talaj nedvességtartalma és a nedvességpotenciál felfelé haladva fokozatosan csökken (a víz mind nagyobb erővel kötődik a szilárd fázishoz). Az evaporáció következtében a felső talajréteg nedvessége (s ezzel együtt a hm mátrixpotenciál és a H hidraulikus potenciál) tovább csökken, ezért folyamatosan nő a potenciálkülönbség a felső és a kapillárisan telített alsó talajrétegek között. Mivel a nedvességtartalom (és a nedvességpotenciál) csökkenésekor a k kapilláris vezetőképesség rohamosan csökken (8.18. ábra), egy idő után az újonnan kialakult hidraulikus potenciálkülönbség sem képes olyan mértékű áramlást létrehozni, amely fedezni tudná az evaporációs vízszükségletet. Emiatt a száradás mind vastagabb rétegeket érint.

Nagy sebességű evaporáció esetén a felszín viszonylag rövid idő alatt annyira kiszárad, hogy a víz áramlása gyakorlatilag megáll. Ebben a rétegben ezután csak a vízgőz mozoghat a kisebb relatív páratartalmú helyek felé. A száraz felszín tehát védi a talajt a nagy evaporációs vízveszteségtől.

Az állandósult feltételekre jellemző potenciál- és nedvességeloszlás egy példája az 8.21. ábrán látható. Ilyen esetekben az evaporáció sebessége (ve) állandó, azaz

v e = k Δ H Δ z = k ( Δ h m Δ z + Δ z Δ z ) = k ( Δ h m Δ z + 1 ) = konstans . MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaiaabAhajuaGdaWgaaWcbaqcLbsaca qGLbaaleqaaOGaeyypa0JaeyOeI0Iaae4AamaalaaabaGaauiLdiaa bIeaaeaacaqHuoGaaeOEaaaacqGH9aqpcqGHsislcaqGRbWaaeWaae aadaWcaaqaaiaafs5acaqGObWaaSbaaSqaaiaab2gaaeqaaaGcbaGa auiLdiaabQhaaaGaey4kaSYaaSaaaeaacaqHuoGaaeOEaaqaaiaafs 5acaqG6baaaaGaayjkaiaawMcaaiabg2da9iabgkHiTiaabUgadaqa daqaamaalaaabaGaauiLdiaabIgadaWgaaWcbaGaaeyBaaqabaaake aacaqHuoGaaeOEaaaacqGHRaWkcaaIXaaacaGLOaGaayzkaaGaeyyp a0Jaae4Aaiaab+gacaqGUbGaae4CaiaabshacaqGHbGaaeOBaiaabo hacaqGUaaaaa@5F82@ (8.27. egyenlet)

8.21. ábra - A nedvességtartalom és a potenciál mélység szerinti változása állandó sebességű evaporáció esetén

kepek/8-21-abra.png


A talaj kevésbé nedves részére a H, a hm (s ebből a ve) értékeit csak a k – hm és a hmθ függvények ismeretében lehet kiszámítani (8.5.2. fejezet). A szelvény alsó, nagynedvességtartalmú rétegeire vonatkozó számításokat azonban egyszerű elvégezni, ha a telített kapilláris vezetőképesség (k), s a hm ismert, mivel itt a k és a ΔH/Δz konstans, s a hm és H lineárisan változik a z-vel.

Számítási példa. Alapadatok: k = 5 cm/nap = konstans; hm = –22 cm; z = 20 cm; H = hm + z = –22 + 20 = –2 cm. Számított eredmények:

Δ H Δ z = 2 20 = 1   ( viszonyszám mértékegység nélkül ) , Δ h m Δ z = Δ H Δ z Δ z Δ z = 0,1 1 = 1,1   ( mértékegység nélkül ) , v = k ( Δ h m Δ z + 1 ) = 5 ( 1,1 + 1 ) = 5 ( 0,1 ) = 0,5  cm/nap , vagy v = k Δ H Δ z = 5 ( 0,1 ) = 0,5  cm/nap , vagy = konstans . MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOabaeqabaWaaSaaaeaacaqHuoGaaeisaa qaaiaafs5acaqG6baaaiabg2da9maalaaabaGaeyOeI0IaaGOmaaqa aiaaikdacaaIWaaaaiabg2da9iabgkHiTiaaigdacaqGGaWaaeWaae aaqaaaaaaaaaWdbiaabAhacaqGPbGaae4CaiaabQhacaqGVbGaaeOB aiaabMhacaqGZbGaaeOEaiaabgoacaqGTbGaaeiiaiaab2gacaqGPd GaaeOCaiaabshacaqGPdGaae4AaiaabwgacaqGNbGaaeyEaiaaboha caqGPdGaae4zaiaabccacaqGUbGaaey6aiaabYgacaqGRbGaaei=ai aabYgaa8aacaGLOaGaayzkaaWdbiaacYcaaeaapaWaaSaaaeaacaqH uoGaaeiAamaaBaaaleaacaqGTbaabeaaaOqaaiaafs5acaqG6baaai abg2da9maalaaabaGaauiLdiaabIeaaeaacaqHuoGaaeOEaaaacqGH sisldaWcaaqaaiaafs5acaqG6baabaGaauiLdiaabQhaaaGaeyypa0 JaeyOeI0IaaGimaiaacYcacaaIXaGaeyOeI0IaaGymaiabg2da9iab gkHiTiaaigdacaGGSaGaaGymaiaabccadaqadaqaa8qacaqGTbGaae y6aiaabkhacaqG0bGaaey6aiaabUgacaqGLbGaae4zaiaabMhacaqG ZbGaaey6aiaabEgacaqGGaGaaeOBaiaabMoacaqGSbGaae4AaiaabY pacaqGSbaapaGaayjkaiaawMcaa8qacaGGSaaabaWdaiaabAhacqGH 9aqpcqGHsislcaqGRbWaaeWaaeaadaWcaaqaaiaafs5acaqGObWaaS baaSqaaiaab2gaaeqaaaGcbaGaauiLdiaabQhaaaGaey4kaSIaaGym aaGaayjkaiaawMcaaiabg2da9iabgkHiTiaaiwdacaGGOaGaeyOeI0 IaaGymaiaacYcacaaIXaGaey4kaSIaaGymaiaacMcacqGH9aqpcqGH sislcaaI1aGaaiikaiabgkHiTiaaicdacaGGSaGaaGymaiaacMcacq GH9aqpcaaIWaGaaiilaiaaiwdacaqGGaWdbiaabogacaqGTbGaae4l aiaab6gacaqGHbGaaeiCaiaabYcacaqGGaGaaeODaiaabggacaqGNb GaaeyEaaqaa8aacaqG2bGaeyypa0JaeyOeI0Iaae4AamaalaaabaGa auiLdiaabIeaaeaacaqHuoGaaeOEaaaacqGH9aqpcqGHsislcaaI1a GaaiikaiabgkHiTiaaicdacaGGSaGaaGymaiaacMcacqGH9aqpcaaI WaGaaiilaiaaiwdacaqGGaWdbiaabogacaqGTbGaae4laiaab6gaca qGHbGaaeiCaiaabYcacaqGGaGaaeODaiaabggacaqGNbGaaeyEaiab g2da9iaabUgacaqGVbGaaeOBaiaabohacaqG0bGaaeyyaiaab6gaca qGZbGaaeOlaaaaaa@E14E@

b) Párolgás mély talajvizű területeken. Ha a talajvíz szintje mélyen van, az evaporáció csaknem kizárólag a függő kapilláris vizet (s rövid ideig a lassan szivárgó kapilláris gravitációs vizet) fogyasztja.

Természetes környezetben, ha a beszivárgó víz utánpótlása megszűnik – már a nedvesség szétosztódásával egyidejűleg is – víz párolog el a légkörrel közvetlenül érintkező vékony talajrétegből, s megkezdődik a felszín száradása. A vízveszteség miatt pedig potenciálkülönbség, szívóerőkülönbség jön létre a felszín és az alatta lévő talajréteg(ek) között, ezért megindul a felfelé irányuló kapilláris vízmozgás.

Mivel a párolgás miatti vízveszteség gyorsabb, mint a kapilláris vízutánpótlássebessége, a száradás fokozatosan mélyebbre terjed. Ebben a szakaszban tehát a lefelé, oldalirányban és felfelé is mozog a nedvesség. A szétosztódás befejeztével, ha újabb csapadék nem kerül a talajba, a kapilláris vízmozgás válik uralkodóvá.

A fenti folyamatok összhatását és a talaj nedvességtartalmának mélységtől függő időbeni változását (növényzettel nem borított vályog talajon) az 8.22. ábra szemlélteti. Az ábrából is látható, hogy a beázott talajok nedvességtartalma átmenetileg nagyobb, mint a természetes vízkapacitás, másrészt megfigyelhető a nedvességkiegyenlítődés, a párolgás, és a kapilláris vízutánpótlás összetett hatása.

8.22. ábra - A nedvesség eloszlása egy vályogtalajban a beázás folyamán és a beázás után. (1 = eredeti nedvességprofil; 2 = a talaj nedvességtartalma közvetlenül a vízadagolás megszűnése után; 3 = a nedvességprofil a víz szétoszlása után; 4 = három nappal a beázás után; 5 = a nedvesség eloszlása 10 nappal a beázás után)

kepek/8-22-abra.png


Az átázott talaj száradásakor három, különböző intenzitású szakaszt lehet megfigyelni. A konstans sebességű, első szakaszban az evaporációs vízveszteség mértékét elsősorban nem a talaj tulajdonságai, hanem a meteorológiai körülmények szabályozzák. Ez az ún. időjárás által kontrollált szakasz. A második, közbülső szakaszban az evaporáció sebessége a potenciális evaporáció értéke alá csökken. Ekkor a vízveszteség attól függ, hogy a fokozatosan száradó talaj mennyi nedvességet képes szállítani az evaporációs zónába. Ez a fokozatosan csökkenő sebességű, a talajprofil által szabályozott, evaporációs szakasz sokkal tovább tart, mint az első. A harmadik szakaszban az evaporáció lassú és csaknem konstans sebességű. Ez akkor következik be, amikor a felső réteg(ek) annyira kiszárad(nak), hogy a folyékony állapotú víz vezetése megszűnik, és a kiszáradt rétegekben a víz csak gőz alakban, diffúzióval mozoghat.

A talaj nedvességtartalmának változása és a víz térbeli eloszlása, a fentiekhez viszonyítva jelentősen módosulhat akkor, ha a talaj növényzettel borított. A növények vízfelvétele ui. az egész gyökérzónára kiterjed, emiatt a felfelé irányuló kapilláris vízmozgás viszonylag kisebb ütemű. A víztartalom változása (az evapotranszspiráció intenzitása és mélységi kihatása) jelentős mértékben függ a talaj fizikai tulajdonságaitól, állapotától és a növényzet jellemzőitől.

Mivel a nedvességmozgással mindig együttjár az oldható sók elmozdulása, a talaj periodikus beázása és száradása jellemző sóprofilok kialakulásához vezethet.

A talaj vízforgalmának jellemzői

A talajok vízforgalmát (vízháztartását) meghatározó fontosabb tényezőket az 8.23. ábrán foglaltuk össze. A vízháztartás típusát a talajszelvényre ható input és output elemek számszerű értéke, s egymáshoz viszonyított mennyisége (a vízmérlegek) alapján lehet megállapítani.

8.23. ábra - A talaj vízforgalmának és vízmérlegének elemei

kepek/8-23-abra.png


Egy terület egyszerűsített vízmérlege a következő elemekből áll:

V cs + ( V ö ) + V tv + V of = V Ep + V Tr + V d + V ef ± Δ V . MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhbbf9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfea0=yr0R Yxir=Jbba9q8aq0=yq=He9q8qqQ8frFve9Fve9Ff0dmeaabaqaciGa baGaaeqabaqaaeaadaaakeaaqaaaaaaaaaWdbiaabAfadaWgaaWcba Gaae4yaiaabohaaeqaaOGaey4kaSYdamaabmaabaWdbiaabAfadaWg aaWcbaGaaeO9aaqabaaak8aacaGLOaGaayzkaaWdbiabgUcaRiaabA fadaWgaaWcbaGaaeiDaiaabAhaaeqaaOGaey4kaSIaaeOvamaaBaaa leaacaqGVbGaaeOzaaqabaGccqGH9aqpcaqGwbWaaSbaaSqaaiaabw eacaqGWbaabeaakiabgUcaRiaabAfadaWgaaWcbaGaaeivaiaabkha aeqaaOGaey4kaSIaaeOvamaaBaaaleaacaqGKbaabeaakiabgUcaRi aabAfadaWgaaWcbaGaaeyzaiaabAgaaeqaaOGaeyySaeRaauiLdiaa bAfacaqGUaaaaa@544F@ (8.28. egyenlet)

Jelölések: Vcs = a légköri csapadék, Vö = az öntözővíz mennyisége, Vtv = a talajvízből kapillárisan felemelt víz térfogata, Vof = a felszíni odafolyás (a szomszédos területről odafolyt víz térfogata), VEp = az evaporációs vízveszteség, VTr = a transzspirációs vízveszteség, Vd = a talajon átszivárgó víz (drénvíz) mennyisége, Vef = a területről a felszínen elfolyt víz térfogata, ΔV = a terület vízkészletének változása (csökkenése vagy növekedése).

Adott talaj vízmérlegét azonban a lehullott csapadéknak, az öntözővíznek és a felszínen odafolyt vízmennyiségnek csak a beszivárgó része, az ún. effektív mennyisége befolyásolja. Az effektív csapadék V’cs = (a lehullott csapadék) – (a növény levélzete által felfogott + a felületen elfolyt vízmennyiség), az effektív odafolyás V’of = (a felületen odafolyt) – (az ebből elfolyt + közvetlenül elpárolgott mennyiség). A talaj nedvességtartalmának változása (ΔVt) tehát egy-egy időszakban:

Δ V t = (V’ cs + ( V’ ö )  + V tv + V’ of input ( V Ep + V Tr + V d + V ef ) . ouput MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaabaaaaaaaaapeGaauiLdiaabAfada WgaaWcbaGaaeiDaaqabaGccqGH9aqpdGaGacaaC8pgaaqaiaiGaaah ==aacGaGacaaC8FGOaWdbiacaciaaWX=bAfacGaGacaaC8FGzaYaia iGaaah=VbaaSqaiaiGaaah=lacaciaaWX=bogacGaGacaaC8FGZbaa bKaGacaaC8pakiadaciaaWX=gUcaR8aadGaGacaaC8FadaqaiaiGaa ah==qacGaGacaaC8FGwbGaiaiGaaah=hygGmacaciaaWX=Baaaleac aciaaWX=cGaGacaaC8FG2daabKaGacaaC8paaOWdaiacaciaaWX=wI cacGaGacaaC8VLPaaapeGaiaiGaaah=hiiaiacaciaaWX=bUcacGaG acaaC8FGGaGaiaiGaaah=hOvamacaciaaWX=BaaaleacaciaaWX=cG aGacaaC8FG0bGaiaiGaaah=hODaaqajaiGaaah=dGccWaGacaaC8VH RaWkcGaGacaaC8FGwbGaiaiGaaah=hygGmacaciaaWX=Baaaleacac iaaWX=cGaGacaaC8FGVbGaiaiGaaah=hOzaaqajaiGaaah=daabGaG acaaC8FcLbqacGaGacaaC8FGPbGaiaiGaaah=hOBaiacaciaaWX=bc hacGaGacaaC8FG1bGaiaiGaaah=hiDaaGccGaGacaaC8VL44pacGaG acaaO8VGtaYaiaiGaaah=JbaaeacaciaaWX=paWaiaiGaaah=hWaae acaciaaWX=peGaiaiGaaah=hOvamacaciaaWX=BaaaleacaciaaWX= cGaGacaaC8FGfbGaiaiGaaah=hiCaaqajaiGaaah=dGccGaGacaaC8 FGRaGaiaiGaaah=hiiaiacaciaaWX=bAfadGaGacaaC8=gaaWcbGaG acaaC8VaiaiGaaah=hivaiacaciaaWX=bkhaaeqcaciaaWX=aOGaia iGaaah=h4kaiacaciaaWX=bccacGaGacaaC8FGwbWaiaiGaaah=Vba aSqaiaiGaaah=lacaciaaWX=bsgaaeqcaciaaWX=aOGaiaiGaaah=h 4kaiacaciaaWX=bccacGaGacaaC8FGwbWaiaiGaaah=VbaaSqaiaiG aaah=lacaciaaWX=bwgacGaGacaaC8FGMbaabKaGacaaC8paaOWdai acaciaaWX=wIcacGaGacaaC8VLPaaapeGaiaiGaaah=hOlaaWcbGaG acaaC8FcLbqacGaGacaaC8FGVbGaiaiGaaah=hyDaiacaciaaWX=bc hacGaGacaaC8FG1bGaiaiGaaah=hiDaaGccGaGacaaC8VL44paaaa@280C@ (8.29. egyenlet)

A vízmérleg egyes elemeinek hatása és a nedvességdinamika alapján Viszockij(1934) a talajoknál három vízforgalmi típust, Rode (1958) pedig 6 típust és 9 altípust különböztetett meg. Ezekből kiindulva, Várallyay és munkatársai a magyarországi talajok vízforgalmát 11 típusba sorolták.

A különböző vízforgalmi típusok legnagyobb részét, mérsékelt égövi talajoknál, négy alaptípusra lehet visszavezetni (8.24. ábra).

8.24. ábra - A talajok vízforgalmának alaptípusai: (a) erős felszíni elfolyás típusa; (b) kilúgozásos típusú vízforgalom; (c) egyensúlyi típus; (d) párologtató vízforgalmi típus

kepek/8-24-abra.png


1. Erős felszíni elfolyás által befolyásolt típus. A csapadék nagy része (jelentős eróziós károkat okozva) lefolyik a lejtőkön, s csak kisebb része szivárog be a talajba :

Vcs >> V’cs, ami a hordaléklerakódás által érintett távolabbi területek vízforgalmára is hatással van.

2. Kilúgzásos vízforgalom. A viszonylag nagy mennyiségű csapadék túlnyomó része a talajba jut. A szelvényben a lefelé irányuló vízmozgás dominál (pl. erdőtalajok). Éves periódusokban az input > output, azaz: V’cs + V’of > VEp + VTr + Vef, vagy egyszerüsítve: V’cs > VET (ahol VET az evapotranszspirációs vízveszteség).

3. Az egyensúlyi vízmérleg típusa. A talajban a lefelé és felfelé irányuló vízmozgás hosszabb időszakokat tekintve egyensúlyban van. A talajvíz mélyen található, nincs hatással a szelvény vízforgalmára (pl. csernozjom talajok). A sokéves mérlegben: V’cs VET.

4. Párologtató vízforgalmi típus. A talajvíz a felszín közelében helyezkedik el. A szelvényben a felfelé irányuló vízmozgás az uralkodó, és ha a talajvíz szikes–sós, a talaj is szikessé válik. (Ilyen vízforgalom jellemző pl. a réti talajokra és a szikes talajokra). A vízmérlegben: V’cs + V’of < VEp + VTr.

A talajnedvesség (talajoldat) kémiai összetétele

A talajnedvességben különböző szervetlen sók, szerves anyagok és gázok vannak feloldva. Az oldott ásványi sók, pozitív és negatív töltésű ionokra disszociáltan találhatók, és az ionokat hidrátburok veszi körül.

a) A talajoldatban főként az alábbi ionok fordulnak elő:

  • Ca2+, Mg2+, Na+, K+, NH+4 és egyes talajoknál Al3+, Fe3+, vagy Fe2+ (kationok),

  • HCO–3, CO2–3 , Cl–, SO2–4 , NO–3, H2PO–4, HPO2–4 (anionok).

b) Az oldott szerves vegyületek zömét szerves savak és kis molekulájú humuszanyagok alkotják, az oldott gázok közül pedig a CO2 és az O2 a legjelentősebb.

A talajban található oldható anyagok többnyire a mállás és a talajképződés termékei, de a felszínhez közeli talajvízzel is kerülnek sók a talajoldatba. Mezőgazdaságilag hasznosított területeken ezen kívül a műtrágyák, illetve az öntözővízzel bevitt vegyületek is módosítják a talajoldat sótartalmát és sóösszetételét.

Az oldott anyagok mennyisége és minősége talajonként változó. Kisebb sótartalmú talajoknál az oldat koncentrációja 1–2 g/l (erdőtalajok, csernozjom) vagy valamivel kisebb, szikes talajoknál viszont 15–20 g/l, ill. esetenként ennél is magasabb lehet. Nagy sótartalmú talajokban a talajoldat ozmózis nyomása olyan nagy, hogy a növények vízfelvételét erősen gátolja.

A talajoldat összetételének változása

Nemcsak talajtípusonként találunk jellemző különbségeket, de időszakonként – a nedvességtartalom ingadozásától, a talaj biológiai tevékenységétől, a hőmérséklettől stb. függően – ugyanannál a talajnál is számottevően változhat az oldott sók mennyisége és az ionösszetétel.

Amikor a nedvesség elpárolgása nagymértékű, a talajoldat betöményedik, csapadékos időszakban viszont jelentősen csökken a sókoncentráció. A felhígított oldatban a kevésbé oldható sók (pl. CaCO3, CaSO4 ∙ 2H2O) is számottevően oldódhatnak, beszáradáskor viszont éppen ezek válnak ki legkönnyebben szilárd só formájában. Nyáron, a talaj melegedésekor, csökken a gázok (O2, CO2) oldhatósága is, és ez is elősegíti a karbonátok (elsősorban a CaCO3) kicsapódását.

Egy-egy só oldhatóságára a jelen lévő többi vegyület is hatással van. Általában egy anyag oldhatóságát azok a sók csökkentik, amelyek vele azonos kationt vagy aniont tartalmaznak. Növekszik viszont az oldhatóság olyan elektrolit jelenlétében, melyben az adott sóval közös ionok nincsenek. Pl. a Na2SO4 növeli a CaCO3 oldhatóságát, de a CaSO4 ∙ H2O-ét – bizonyos koncentrációhatárok között – gátolja. Mivel a talajban egyidejűleg többféle anyag van jelen, a kölcsönhatások jóval bonyolultabbak, mint az említett példában.

A talajoldat összetételének változása miatt felborul a szilárd és folyékony fázis között kialakult egyensúly is, és a körülményeknek megfelelő új egyensúlyi állapot jön létre. Ennek következtében többé-kevésbé módosul a talaj kicserélhető kation-összetétele is. Szélsőséges esetekben ez oda vezet, hogy alapvetően megváltoznak a talaj fizikai és kémiai tulajdonságai.

A talajoldat kémiai összetételének vizsgálatához mindenekelőtt ki kell nyerni az oldatot a talajból. Ez úgy történik, hogy speciális berendezéssel kisajtolják vagy kiszívatják a nedvességet a viszonylag kis víztartalmú talajból, vagy a talajt vízzel nem elegyedő szerves anyagokkal (pl. olajjal) összekeverik, majd az olajos emulziót kézi préssel eltávolítják. (Az olaj ezután a vizes fázistól könnyen elválasztható ülepítéssel). Jóval egyszerűbb s gyakorlatilag kielégítő eljárások azok, amelyeknél a talaj oldható sóit meghatározott mennyiségű desztillált vízzel visszük az oldatba, majd a vizes szuszpenzió szűrése után kapott vizes kivonat összetételét vizsgáljuk.

Több országban az Arany-féle kötöttségi szám meghatározásakor készített talajpasztához hasonló, de annál valamivel hígabb talajpép (az ún. telítési paszta) nedvességét vonják ki centrifugálással vagy kompresszoros szűrőberendezéssel (telítési kivonat). Végül a telítési kivonat elemzési adataiból következtetnek a talajnedvességben oldott anyagokra.

Nyilvánvaló, hogy az említett eljárásokkal nem lehet megállapítani a talajoldat valódi összetételét. A kivonás folyamán ui. a nyomás, a széndioxid-telítettség, ill. az oldattérfogat jelentősen eltér a természetes körülményektől, s ebből következően változik az oldat összetétele is. A vizsgálatok ennek ellenére alkalmasak a különböző talajok közötti eltérések, vagy hasonlóságok kimutatására és a talajban bekövetkező változások nyomon követésére.

A vizes kivonat, vagy a talajoldat elemzését főként szikes-sós talajoknál, öntözött, vízrendezett területeken és tápanyag-dinamikai kutatásoknál célszerű elvégezni.

Az oldott anyagok transzportja

Az oldatba került ionok, molekulák mozgását több tényező és körülmény befolyásolja. Ezek közül a legfontosabbak:

  • az oldott komponens tulajdonságai és koncentrációja,

  • a koncentráció növekedését és csökkenését előidéző folyamatok (oldódás/kicsapódás, adszorpció/deszorpció stb),

  • a térben kialakult koncentrációkülönbségek,

  • az oldat áramlási sebessége.

Az anyagok mozgásában három folyamat játszik szerepet.

1. Konvekció. Az áramló víz magával viszi az oldott anyagokat. A konvektív szállítás függ az oldott komponens(ek) koncentrációjától (c) és az oldatmozgás sebességétől,

J k = v ¯ c , (8.30.a. egyenlet)

ahol: J = a fluxus, az időegység alatt egységnyi keresztmetszeten átjutó anyag menynyisége; v = az oldat átlagos áramlási sebessége.

Jelentős mértékű az oldatmozgás a talaj beázásakor, öntözésekor és a szárazabb felszín felé irányuló kapilláris vízáramlás esetén.

2. Diffúzió. A diffúzió általi transzport arányos a talaj egyes pontjai között kialakult koncentrációkülönbségekkel (a részecskék mozgását előidéző koncentrációgradienssel) és az ionok vagy molekulák effektív diffuziókoefficiensével (Deff), azaz

J D = D eff Δ c Δ x . MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaiaabQeajuaGdaWgaaWcbaqcLbqaca qGebaaleqaaOGaeyypa0JaeyOeI0IaaeiraKqbaoaaBaaaleaajugi biaabwgacaqGMbGaaeOzaaWcbeaakiabgwSixpaalaaabaGaauiLdi aabogaaeaacaqHuoGaaeiEaaaacaGGUaaaaa@428E@ (8.30.b. egyenlet)

A pórusrendszer sajátságai és a szilárd fázis jelenléte miatt az egyes talajokra jellemző Deff mindig kisebb, mint a folyadékokban mért Do diffuziókoefficiens.

3.Mechanikai diszperzió. A különböző méretű, irányú és szabálytalan alakú pórusokat tartalmazó rendszerben mozgó folyadék, kisebb-nagyobb mértékben elegyedik a pórusok egy részében már jelen lévő oldattal. Mivel ez is a koncentrációkülönbségek kiegyenlítését segíti elő, gyorsítja a sók szétoszlását és vándorlását a talajban. A mechanikai diszperzió fluxusa,

J MD = D MD Δ c Δ x , MathType@MTEF@5@5@+= feaagKart1ev2aaatCvAUfeBSjuyZL2yd9gzLbvyNv2CaerbuLwBLn hiov2DGi1BTfMBaeXatLxBI9gBaebbnrfifHhDYfgasaacH8rrps0l bbf9q8WrFfeuY=Hhcba9v8qqaqFr0xc9pk0xbba9q8WqFfeaY=biLk VcLq=JHqpepeea0=as0Fb9pgeaYRXxe9vr0=vr0=vqpWqaaeaabiqa ceaacaqabeaabaqaamaaaOqaaiaabQeadaWgaaWcbaGaaeytaiaabs eaaeqaaOGaeyypa0JaeyOeI0IaaeiramaaBaaaleaacaqGnbGaaeir aaqabaGccqGHflY1daWcaaqaaiaafs5acaqGJbaabaGaauiLdiaabI haaaGaaiilaaaa@4009@ (8.30.c. egyenlet)

melyben: DMD a mechanikai diszperziókoefficiens; Δc/Δx a koncentrációgradiens.

A diffúzió és a mechanikai diszperzió összetett hatását hidrodinamikai diszperziónak nevezzük (JHD = JD + JMD).

Ha az oldat áramlási sebessége elég jelentős, akkor a mechanikai diszperzió és a konvekció, amikor folyadék mozdulatlan vagy igen lassan mozog, akkor pedig a diffúzió transzportáló hatása a döntő.