Germann, P. (1976). Wasserhaushalt und Elektrolytverlagerung in einem mit Wald und einem mit Wiese bestockten Boden in ebener Lage. Mitteilungen / Eidgenössische Anstalt für das Forstliche Versuchswesen: Vol. 52/3. Birmensdorf: Eidgenössische Anstalt für

Oxf. 181.31:114.12: 116.13:116.25:116.27: 114.31 :(494)

PETER GERMANN

Wasserhaushalt und Elektrolytverlagerung in einem mit Wald und einem

mit Wiese bestockten Boden in ebener Lage

Mit 30 Abbildungen und 55 Tabellen

Manuskript eingereicht am 13. Oktober 1975

HERAUSGEBER DR. W. BOSSHARD, DIREKTOR DER EIDGENÖSSISCHEN ANSTALT

FÜR DAS FORSTLICHE VERSUCHSWESEN

Bd./Vol. 52 Heft/Fase. 3 1976

Abstracts

Wasserhaushalt und Elektrolytverlagerung in einem mit Wald und einem mit Wiese bestockten Boden in ebener Lage

Die Wasserbilanzen für den Boden (pseudoyergleyte Parabraunerde aus Löß) unter einem Nadelwald (80jähriger Bestand aus Fichte, Picea abies, und Douglasie, Pseudotsuga menziesii), unter einer gedüngten und einer ungedüngten Wiese, Dauco- Arrhenatheretum, werden für die Zeit von April 1971 bis Oktober 1972 aus Mes- sungen in situ berechnet. Für die beiden Vegetationsperioden betragen die Bilanzie- rungsintervalle einige Tage. Die Verlagerung von Elektrolyten (Na+, K+, Ca²+, Mg²+, Mn²+, Si 0₂, N0_{3 -}, Ci-) mit den Niederschlägen und dem Bodenwasser wird quanti- tativ untersucht.

Regime de l' eau et transport des electrolytes dans un sol

a

couverture boisee ainsi que dans un sol de prairie en terrain plat

L'auteur a mesure les bilans de l'eau d'un sol sur la base des mesures effectuees in situ

a

partir . d'avril 1971 jusqu'a octobre 1972. Il s'agissait d'une terre brune lessivee

a

caractere de pseudogley, formee de kess, SOUS une foret de coniferes (peu- plement de 80 ans compose d'epiceas, Picea abies, et de sapins de Douglas, Pseudo- tsuga menziesii) et sous une prairie engraissee et non engraissee, Dauco-Arrhena- theretum. On a choisi une duree de quelques jours pour les intervalles des bilans pendant deux periodes de vegetation. Le transport des electrolytes (Na+, K+, Ca²+, Mg²+, Mn²+, Si0₂^, N0 _3-^, Ci-) par les precipitations ainsi que par l'eau du sol a ete etudie quantitativement.

Regime idrico e trasporto di elettroliti in un suolo f orestale e uno di prato in posizione piana

L'autore ha studiato il bilancio idrico di una terra bruna lisciviata da löss con caratteri di pseudogley mediante misurazioni in posto effettuate dall'aprile 1971 all' ottobre 1972. Sono stati confrontati al riguardo un popolamento di 80 anni formato da abete rosso (Picea abies) e abete di Douglas (Pseudotsuga menziesii) e un prato falciato (Dauco-Arrhenatheretum) concimato e no. Gli intervalli tra un bilancio e l'altro erano di alcuni giorni durante entrambi i periodi vegetativi. Il tra- sporto di elettroliti (Na+, K+, Ca²+, Mg²+, Mn²+, Si0₂^, N0 _3-^, ci-) da parte delle pre- cipitazioni e dell'acqua di percolazione nel suolo

e

stato studiato quantitativamente.

W ater and 1 on Transfer in a Soil under F orest and Grass Vegetation on a Level Site The author determines the water balance in the soil under a 80 year old conif- erous forest (Picea abies and Pseudotsuga menziesii) as well as under a nonferti- lized and fertilized meadow (Dauco-Arrhenatheretum). The study concerns the period from April 1971 through October 1972 and is based on measurements at the site. The soil is a slightly pseudogley parabrownearth derived from loess. For both vegetation periods a balance interval of a few days was chosen. The transfer of ions (Na+, K+, Ca²+, Mg²+, Mn²+, Si0₂, N0_3-, Ci-) with precipitation and soil water was quantitatively investigated.

Vorwort

Die vorliegende Arbeit entstand auf Anregung von Professor Dr. F. RICHARD zwischen 1969 und 1974 als Dissertation an der Professur für Bodenphysik an der ETH Zürich. Vom Schweizerischen Nationalfonds wurde sie unter den Projekten Nr. 2.89 .69 und Nr. 2.608. 72 finanziell unterstützt.

Wasserhaushalt und Elektrolytverlagerung im vegetationsbedeckten Boden wur- den hier zunächst als ökologische Probleme behandelt. Weil sie aufgrund baden- physikalischer Methoden erfaßt wurden, können die Ergebnisse auch unter einem hydrologischen Gesichtspunkt betrachtet werden.

Dem speziell an den Resultaten interessierten Leser wird empfohlen, sich anhand des Kapitels 10 «Diskussion der Ergebnisse» leiten zu lassen.

Den Herren Prof. Dr. F. RICHARD, Prof. Dr. TH. DRACOS und Prof. Dr. R. BACH danke ich für die wertvollen Hinweise und Anregungen. Den Mitarbeitern der Pro- fessur für Bodenphysik an der ETH und der EAFV danke ich für die zuverlässig durchgeführten Laboruntersuchungen, für die Installation und die gewissenhafte Betreuung der umfangreichen Meßanlage im Feld. Dankend möchte ich auch die fachliche Unterstützung erwähnen, die ich von Kollegen der EAFV und der ETH erfahren konnte. Den Landbesitzern - der Ortsbürgergemeinde Möhlin, vorab dem Forstpersonal, und den Herren F. BITTER und B. WUNDERLIN, Landwirte in Wall- bach - danke ich für die stete Bereitschaft, unseren vielfach ungewohnten Wün- schen immer zuvorkommend entsprochen zu haben.

Peter Germann Zürich und Birmensdorf, im Juli 1975

165

Abstracts Vorwort

Verzeichnis der Abbildungen Verzeichnis der Tabellen Verzeichnis der Gleichungen

Inhalt

Verzeichnis der am häufigsten verwendeten Symbole 1 Einführung und Problemstellung .

2 Theoretische Grundlagen 2.1 Das System .

Seite 163 165 170 171 173 174 175 176 176

2.2 Die Bilanz . 176

2.3 Die Bewegung des Wassers im ungesättigten Boden . 178

2.3.1 Die Potentiale des Bodenwassers . 178

2.3.2 ökologische Interpretation des Matrixpotentials 179

2.3.3 Das Gesetz von Darcy 179

2.3.4 Kombination des Gesetzes von Darcy mit der Kontinuitätsgleichung 179 2.3.5 Herleitung der Meßgrößen aus der Bilanzgleichung 180

2.4 Die Verlagerung von Stoffen im Bodenwasser . 181

2.4.1 Theoretische Grundlagen 181

2.4.2 Die Veranderung der Elektrolytkonzentrationen im Bodenwasser an einem bestimmten Ort im Boden .

2.4.3 Praktische Bestimmung der transportierten Elektrolytmengen

182 182

3 Meßmethoden 185

3.1 Die Bestimmung des Matrixpotentials des Bodenwassers 185

3.1.1 Das Tensiometer . 185

3.1.2 Die Eichung der Tensiometer 185

3.2 Die Extraktion von Wasser aus dem ungesättigten Boden 185

3.3 Die Erfassung meteorologischer Faktoren -186

3.3.1 Die Messung der Niederschläge . 186

3.3.2 Die Messung der Temperatur und der relativen Luftfeuchtigkeit . 186

3.4 Laboruntersuchungen 186

3.4.1 Die Bestimmung der Desorptionskurve (pF-Kurve) 186 3.4.2 Die Bestimmung der Durchlässigkeitskoeffizienten 187 3.4.3 Die Bestimmung der scheinbaren Dichte und der Korngrößenanteile . 187

3.4.4 Die chemischen Analysen der Wasserproben . 187

3.4.5 Die chemischen Analysen des Bodens 187

4 Das Untersuchungsobjekt, die Meßperiode und die Meßanlage 190

4.1 Das Untersuchungsobjekt 190

4.1.1 Die Wahl des Untersuchungsortes 190

4.1.2 Die Meßfläche im Wald . 190

4.1.3 Die Meßfläche auf der Wiese 191

4.1.4 Beschreibung des Bodens 191

4.2 Meteorologische Beschreibung der beiden Meßjahre 1971 und 1972 . 192

4.2.1 Die Niederschläge 192

4.2.2 Die Lufttemperatur . 192

4.3 Die Meßanlage . 192

4.3.1 Anordnung der Tensiometer im Wald 192

4.3.2 Anordnung der Tensiometer auf der Wiese 193

4.3.3 Anordnung der Niederschlagsmesser . 193

4.3.4 Anordnung der Wasserextraktionsstellen und der Auffanggefäße

für die Niederschläge 193

5 Die Meßergebnisse

Seite 209 209 209 209 5.1 Die räumliche und die zeitliche Veränderung der Saugspannung

5.1.1 Einleitung

5.1.2 Die Saugspannungswerte im Waldboden . 5.1.3 Die Saugspannungswerte im Wiesenboden,

Vergleich mit jenen im Waldboden

5.1.4 Einfluß der Düngung auf die Saugspannung im Wiesenboden 5.2 Die Ergebnisse der Niederschlagsmessung

210 210 211 211 5.2.1 Die pro Ableseintervall gefallenen Niederschläge

5.2.2 Die Messung der Niederschläge auf den Waldbod~n, Berechnung der Interzeption der Bäume .

5.3 Die Elektrolytkonzentrationen des Niederschlags- und des Bodenwassers 5.3.1 Die untersuchten Elektrolyte .

211 212 212 212 5.3.2 Die Werte der Analysen .

6 Der Wasserhaushalt des Waldbodens . 230

230 230 230 231 231 231 6.1 Einführung .

6.1.1 Begriffe . 6.1.2 Vorgehen

6.2 Schätzung der lateralen Flüsse 6.2.1 Begriffe und Vorgehen 6.2.2 Resultate

6.3 Ausgleich des zeitlichen Verlaufes der gemessenen Saugspannungen 232

6.3.1 Vorgehen 232

6.3.2 Resultate 232

6.4 Berechnung des täglichen mittleren Wassergehaltes im gesamten Bodenraum 232

6.4.1 Vorgehen 232

6.4.2 Diskussion der Resultate . 233

6.4.3 ökologische Interpretation der täglichen mittleren Wassergehalte 233

6.5 Die mittlere tägliche Tiefensickerung 234

6.6 Berechnung von U: «Wasseraufnahme durch die Wurzeln plus Evaporation » 235

6.6.1 Vorgehen 235

6.6.2 Diskussion und Interpretation der gefundenen Werte . 235

6.6.3 Längerfristige Wasserbilanzen 236

6.7 Schätzung der Flüsse in den Tiefen 30 cm und 100 cm (v30 und v100) 236

7 Der Wasserhaushalt des Wiesenbodens . 246

168

7.1 Einleitung . 246

7.2 Der tägliche Wassergehalt des Bodens von Obis 40 cm Tiefe 246

7.2.1 Vorgehen 246

7.2.2 Diskussion der Resultate 246

7.2.3 ökologische Interpretation des Bodenwassergehaltes 247 7.3 Die Sickerung in den Tiefen 40 cm und 100 cm (v40 und v100); die täglichen

Wassergehalte im Bodenraum von 40 bis 100 cm Tiefe 247

7.3.1 Vorgehen 247

7.3.2 Der Aufbau des Rechenmodells 247

7.3.3 Beurteilung des Rechenmodells . 250

7.3.4 Resultate 250

7.4 Der gesamte Wasserverbrauch der Wiese 7.4.1 Definition und Vorgehen

7.4.2 Diskussion der Resultate

7.4.3 Schätzung der Tiefensickerung v100 während der Zeit vom November 1971 bis März 1972 .

7 .5 Schätzung der Interzeption

251 251 251 252 252

8 Vergleich der Wasserhaushaltsgrößen zwischen Wald, gedüngter und ungedüngter Wiese .

8.1 Interzeption

8.2 Veränderung des Wassergehaltes im Wurzelraum 8.3 Tief ensickerung

8.4 Wasserverbrauch .

8.4.1 Der gesamte Wasserverbrauch (U + I) 8.4.2 Der Wasserverbrauch (U)

Seite 264 264 264 264 264 264 265 8.4.3 Die zeitliche Veränderung des Wasserverbrauchs 265 9 Die Konzentration und die transportierten Mengen der untersuchten Elektrolyte 270

9.1 Einleitung . 270

9.2 Die Elektrolytkonzentrationen an den Kompartimentsgrenzen . 9.2.1 Einleitung

9.2.2 Die zeitliche Veränderung der Elektrolytkonzentrationen an den Konipartimen tsgrenzen .

9.2.3 Vergleich der Elektrolytkonzentrationen an den Grenzen verschiedener Kompartimente

9.3 Die Elektrolytflüsse durch die Kompartimentsgrenzen . 9.3.1 Einleitung .

9.3.2 Die verlagerte Menge von Calciumionen 9.3.3 Die verlagerte Menge von Kaliumionen 9.3.4 Die verlagerte Menge von Mtrgnesiumionen 9.3.5 Die verlagerte Menge von Manganionen 9.3.6 Die verlagerte Menge von Natriumionen

271 271 271 271 272 272 272 272 273 273 273

9.3.7 Die Verlagerung von Kieselsäure 273

9.3.8 Die Verlagerung von Chlorid 273

9.3.9 Die Verlagerung von Nitrat. 274

9.4 Diskussion der Resultate 274

9.4.1 Einleitung 274

9.4.2 Gruppierung der Elektrolytflüsse im System «Wald- Boden» 275 9.4.3 Die Filterwirkung der verschiedenen Kompartimente 276

10 Diskussion der Ergebnisse 291

10.1 Einführung 291

10.2 ökologische Gesichtspunkte 292

10.2.1 Wasser- und Luftangebot an die Wurzeln während den Vegetations-

perioden 1971 und 1972 292

10.2.2 Der Wasserverbrauch der drei Vegetationstypen . 293 10.2.3 Zum Nährstoffhaushalt der drei Vegetationstypen 294

10.3 Hydrologische Gesichtspunkte 295

10.3.1 Grundwasserneubildung . 295

10.3.2 Gebietsverdunstung: Evapotranspiration und Interzeption 296

10.3.3 Chemismus des Sickerwassers 297

11 Zusammenfassung . 300

Resume: Regime de l'eau et transport des electrolytes dans un sol a couverture

boisee ainsi que dans un sol de prairie en terrain plat 302 Riassunto: Regime idrico e trasporto di elettroliti in un suolo forestale

e uno di prato in posizione piana 304

Summary: Water and Ion Transfer in a Soil under Forest and Grass Vegetation

on a Level Site 306

12 Literatur 308

Verzeichnis der Abbildungen 2.1 Schema eines Kompartimentes .

3.1 Schnitt durch einen Extraktionskörper 4.1 Bestand Möhlin

4.2 Bezeichnung der Kompartimente, Flüsse und Konzentrationen . 4.3 Bodenprofil Möhlin

4.4 Bodeneigenschaften 4.5 Desorptionskurven .

4.6 Durchlässigkeitskoeffizienten k(S) in Abhängigkeit der Saugspannung (S), Feld und Wald .

4.7 Quantilstatistik Rheinfelden, Monatsmittel 1971/1972 4.8 Mittlere Monatstemperaturen Rheinfelden . 4.9 Meßanlage Möhlin Wald

4.10 Tensiometeranordnung einer Meßstelle im Wald 4.11 Tensiometeranordnung einer Meßstelle auf dem Feld 4.12 Meßanlage Möhlin Feld

5.1 Verlauf der Saugspannungen 1971 im Waldboden . 5.2 Verlauf der Saugspannungen 1971 im Wiesenboden

5.3 Mittlere Saugspannungsunterschiede infolge Düngung (1972)

5.4 Vergleich der Niederschlagsmenge im Freiland mit jener auf den Waldboden 6.1 Schema der Potentialebene .

6.2 Wassergehalt des Waldbodens 0-350 cm, 1971 und 1972

6.3 Wasseraufnahme durch die Baumwurzeln plus Evaporation, 1971 und 1972 7.1 Wasserhaushaltsgrößen der Wiese

7 .2 Schema des Rechenmodells 7.3 Simulation einer Infiltration 7.4 Beurteilung des Rechenmodells

7.5 Diagramm zur Schätzung der Interzeption I des Grasbestandes . 8.1 Vergleich des gesamten Wasserverbrauchs der drei Vegetationstypen 8.2 Summenkurven des Wasserverbrauchs und des gesamten

Wasserverbrauchs der Bäume .

8.3 Summenkurven des gesamten Wasserverbrauchs der Gräser 9.1 Ionentransport durch die Kompartimentsgrenzen

170

Seite 184 188 194 195 196 197 198/199 200 201 201 202 202 203 203 214/215 216/217 218 219 238 239 240 254 255 255 256 256 266 267 268 278/279

2.1 3.1 4.1

Verzeichnis der Tabellen

Schätzung des Anteils der Dispersion bei der Verlagerung von Chlorid Prüfung der Feldtensiometer im Laboratorium

Zusammensetzung der Dünger und Datum ihrer Ausbringung

Seite 184 189 204

4.2 Ergebnisse der chemischen Bodenanalysen 205

4.3 a Desorptionskurven (Wassergehalte in %Volumen) 204

4.3 b Desorptionskurven (Wassergehalte in· %Gewicht) 205

4.3 c Regressionsparameter für die Desorptionskurven . 20'6

4.4 a Durchlässigkeitskoeffizienten bei Wassersättigung des Waldbodens (k8-Werte) 206

4.4 b Wertepaare der Beziehung k = k(S) 207

4.4 c Regressionsparameter für die Kurve k = k(S) . 207

4.5 Monatssummen der Niederschläge und Abweichungen vom langjährigen Mittel 208

4.6 Verteilung und Anordnung der Tensiometer . 208

5.1 Mittelwerte und Streuungen der Einzelwerte pro Horizont einiger ausgewählter

Saugspannungsablesungen (Wald) 220

5.2 Mittelwerte und Streuungen der Einzelwerte pro Horizont einiger ausgewählter

Saugspannungsablesungen (Feld) . 221

5.3 Einfluß der Düngung auf die Saugspannung im Boden 222

5.4 Zusammenstellung der Niederschläge, bezogen auf die Ableseintervalle 224 5.5 a-g Mittlere monatliche Elektrolytkonzentrationen

5.5 a - des Freilandniederschlages . 226

5.5 b - des Niederschlages auf den Waldboden 226

5.5 C

5.5 d 5.5 e 5.5 f 5.5 g 6.1 6.2 6.3 6.4 6.5 6.6 6.7 6.8 7.1 7.2 7.3 7.4 7.5 a 7.5b 7.6 7.7 7.8

- des Wassers im Boden der ungedüngten Wiese in 100 cm Tiefe - des Wassers im Boden der gedüngten Wiese in 100 cm Tiefe - des Wassers im Waldboden in 30 cm Tiefe.

- des Wassers im Waldboden in 100 cm Tiefe - des Wassers im Waldboden in 300 cm Tiefe Lage der Regressionsebene der Potentiale

Vergleich der gemessenen mit den berechneten Saugspannungswerten im Waldboden

Zuordnung der Desorptionskurven zu den Bodentiefen im Wald.

Gegenüberstellung der maximal möglichen und der berechneten Infiltration für den Wald

ökologische Interpretation des Bodenwassers (Wald) .

Mittlere tägliche Tiefensickerung v350 einiger ausgewählter Tage . Korrelation der Saugspannung pro Horizont und Periode mit U . Monatliche Wasserbilanzen für die Vegetationsperioden 1971 und 1972 '.

ökologische Interpretation des Bodenwassers (Feld) .

Zusammenstellung der Abkürzungen und Symbole zur Beschreibung des Rechnungsmodelles .

Zuordnung der Desorptionskurven und der k(S)-Kurven zu den einzelnen Bodentiefen (Feld)

Gegenüberstellung von S (65) berechnet und S (65) gemessen (Feld) . Monatliche Wasserbilanzen der Wiese vom 16. April bis 31. Oktober 1971 und Wasserbilanz vom 1. November 1971 bis 31. März 1972 .

Monatliche Wasserbilanzen der Wiese vom 8. April bis 31. Oktober 1972 resp. 17. Oktober 1972

Korrelation zwischen der Saugspannung der Meßhorizonte und dem gesamten Wasserverbrauch (U + I) der Wiese

Menge des Haftwassers in Abhängigkeit der Graslänge Geschätzte Graslänge zum Zeitpunkt des Schnittes

227 227 228 228 229 241 241 242 242 243 243 244 245 257 258 259 259 260 261 262 263 263

8.1 Gesamter Wasserverbrauch (U + I) und Wasserverbrauch (U) von Wald, gedüngter und ungedüngter Wiese .

8.2 Monatliche Werte, bezogen auf die monatlichen Niederschlagsmengen 9.1 Elektrolytkonzentrationen des Wassers an den Kompartimentsgrenzen, Vergleich der Konzentrationen im Zeitintervall von Oktober 1971 bis März 1972 (Feld und Wald)

9.2 Elektrolytkonzentrationen des Wassers an den Kompartimentsgrenzen.

Vergleich der mittleren Konzentrationen von April bis Dezember 1972

Seite 269 269

280

(Feld und Wald) . 281

9.3 Ca²+-Ionentransport durch die Kompartimentsgrenzen. 282

9.4 K+-Ionentransport durch die Kompartimentsgrenzen 283

9.5 Mg²+-Ionentransport durch die Kompartimentsgrenzen 284 9.6 Mn²+-Ionentransport durch die Kompartimentsgrenzen 285

9.7 Na+-Ionentransport durch die Kompartimentsgrenzen 286

9.8 Silikat-Transport durch die Kompartimentsgrenzen 287

9.9 Chlorid-Transport durch die Kompartimentsgrenzen 288

9.10 Nitrat-Transport durch die Kompartimentsgrenzen 289

9.11 Elektrolytflüsse durch die Kompartimentsgrenzen und Konzentrationsänderungen

der Elektrolyte, bezogen auf die Volumeneinheit Boden · 290 10.1 Gegenüberstellung von drei Methoden zur Berechnung der Evapotranspiration

in Möhlin . 299

10.2 Mit dem Bodenwasser transportierte Ionenmengen 299

172

Verzeichnis der Gleichungen

2.1 Allgemeine Flußgleichung . 2.2 Bilanzgleichung

2.3 Bilanzgleichung mit Quell- oder Senkenterm 2.4 Kontinuitätsgleichung .

2.5 Kontinuitätsgleichung mit Quell- oder Senkenterm . 2.6 Potentiale des Bodenwassers

2.7 Darcy-Gesetz

2.8 Kombination der Gleichungen 2.4 und 2.7 2.9 Angewandte Form von Gleichung 2.8 . 2.10 Gleichung 2.9 für stationäre Sickerströmung 2.11 Statisches Gleichgewicht des Bodenwassers . 2.12 Gleichung 2.3 nach U aufgelöst

2.13 Verlagerungsgleichung nach WARRICK et al. (1971) . 2.14 Gleichung 2.13 für konstanten Dispersionskoeffizienten 2.15 Gleichung 2.14 für stationäre Wasserbewegung.

2.16 Transportgleichung nur für Massenfluß

2.17 Konzentration von c1-(z) nach KIRDA et al. (1973) . 6.1 Gleichung der Potentialebene .

6.2 Umgeformte Bilanzgleichung zur Berechnung von v (z)

6.3-6.6 Gewichtung von U und L1 (9 in den Tiefen 0-30 cm und 0-100 cm 7.1-7.9 Modellrechnung

7.10 Berechnung von v100 7.11 Modifizierte Bilanzgleichung

7.12 Modifizierte Bilanzgleichung (Berechnung von v100 für die Zeit vom 1. November 1971 bis 1. April 1972)

7.13 Gleichung von HoRTON (1919) zur Berechnung der Interzeption des Grasbestandes .

9.1 Modifizierte Bilanzgleichung

10.1 Gleichung nach PRIMAULT (1972) zur Berechnung der Evapotranspiration aus Sonnenscheindauer und relativer Luftfeuchtigkeit .

Seite 176 177 177 178 178 179 179 180 180 180 180 180 181 181 181 182 183 231 236 237 248-250 251 251 252 252 274 297

A C*

C

Dap E F FG FU I KNl KN2 KN3 KN4 KWl L M N N NF NW

s Q So T

u

V W30 WlOO W300 a a, b, C

d g h i,j k 1 n1, n p q, r t u

V

x,y z

174

Verzeichnis der am häufigsten verwendeten Symbole Fläche (cm2)

Konzentration bezogen auf das Volumen eines Kompartimentes Konzentration einer wäßrigen Lösung

Scheinbarer Diffusionskoeffizient eines Elektrolyten im Bodenwasser Elektrolyt, allgemein

Relative Luftfeuchtigkeit (Prozent)

Elektrolytfluß mit dem Wasser im Boden der gedüngten Wiese in 100 cm Tiefe Elektrolytfluß mit dem Wasser im Boden der ungedüngten Wiese in 100 cm Tiefe Interzeption (mm)

Kompartiment «oberirdischer Pflanzenraum des Nadelwaldes»

Oberboden (0-30 cm Tiefe) im System «Wald-Boden»

Hauptwurzelraum im System «Wald-Boden» (30-100 cm Tiefe)

Extensiv durchwurzelter Boden im System «Wald- Boden» (100-300 cm Tiefe) überirdischer Pflanzenraum plus Boden bis 100 cm Tiefe

(gleich dem System « Wiese - Boden») Länge, allgemein

Masse, allgemein (als Index: die Bodenmatrix betreffend) Anzahl Einzelwerte bei mathematisch-statistischer Betrachtung Niederschläge (mm) (in den Bilanzgleichungen)

Niederschläge im Freiland (mm) Niederschläge auf den Waldboden (mm) Menge, üblicherweise cm 3, sonst vermerkt Saugspannung (cmWS)

Sonnenscheindauer (h) Zeit, allgemein

Senke für Wasser im Boden, in (mm) Wassersäule oder (lt · m-²) für ein bestimmtes Zeitintervall und eine definierte Bodenschicht

Volumen (cm3)

Elektrolytfluß in 30 cm Tiefe im Waldboden Elektrolytfluß in 100 cm Tiefe im Waldboden Elektrolytfluß in 300 cm Tiefe im Waldboden Jahr

Regressionsparameter, im Text erklärt Tag

Gravitationskonstante: 981 (cm · s-2)

Höhe (cm) Zähler

Durchlässigkeitskoeffizient (cm · s-1)

Länge (cm) Zähler Druck (cmWS)

Regressionsparameter, im Text erwähnt Zeit, in s, sonst vermerkt

Senke oder Quelle pro Volumeneinheit Boden und pro Zeiteinheit (z.B. cm3 · cm3 · s-¹)

Filtergeschwindigkeit (cm3 · cm-^{2 •} s-¹⁾

Index gibt den Ort im Boden in z-Richtung an: v40 Filtergeschwindigkeit in 40 cm Tiefe

Horizontale Richtungen im dreidimensionalen Koordinatensystem

Vertikale Richtung im dreidimensionalen Koordinatensystem, positiv nach unten gerichtet

Delta: Differenz zweier Größen

Theta: Wassergehalt auf das Volumen bezogen ~%v) Rho: Dichte eines Stoffes (g · cm-3)

Sigma: Operator für das Aufsummieren

Phi: Gesamtpotential des Bodenwassers, bezogen auf das Gewicht (cmWS) Psi: Teilpotential des Bodenwassers, bezogen auf das Gewicht (cmWS) Kapillarpotential

Gravitationspotential Matrixpotential Druckpotential Osmotisches Potential

1 Einführung und Problemstellung

Das Wasser gelangt auf seinem Kreislauf als Niederschlag in unserer Gegend größtenteils auf die Vegetationsdecke. Eine gewisse Menge wird von dieser zurück- gehalten und verdunstet von da wieder in die Atmosphäre. Der Rest kann ober- flächlich abfließen oder in den Boden eindringen, wo er gespeichert und von der Vegetation auf genommen werden kann oder von wo er in die Tiefe versickert und schließlich das Grund- oder Quellwasser anreichert. Auf dem Weg durch die Atmo- sphäre, durch den oberirdischen Pflanzenraum und durch den Boden tauscht das Wasser mit der Umgebung laufend Stoffe aus. Dadurch wird es zu einem wichtigen Transportmittel für die Elektrolyte.

Unter dem Begriff «Wasserhaushalt eines mit Vegetation bedeckten Bodens»

werden im folgenden alle jene Vorgänge zusammengefaßt, die den Wassergehalt eines Bodens zeitlich verändern. Unter naturnahen Bedingungen, in ebener Lage und bei Abwesenheit eines Grundwasserspiegels sind die Vegetation und die Nieder- schläge die wichtigsten Faktoren des Wasserhaushaltes eines Bodens. Sie beeinflus- sen die Verlagerung von Elektrolyten wesentlich, wobei auch die Bewirtschaftung des Bodens eine Rolle spielt.

In dieser Arbeit möchte ich möglichst quantitativ den Wasserhaushalt und die Verlagerung einiger Ionen im Boden unter drei Vegetationsdecken darstellen. Dabei sollen die Einflüsse eines Nadelwaldes, einer gedüngten und einer ungedüngten Mähwiese auf die genannten Vorgänge miteinander verglichen werden.

2 Theoretische Grundlagen

2.1 Das System

Damit an einem komplizierten Beziehungsgefüge, wie es die Vegetation und ihr Boden darstellen, Beobachtungen und Berechnungen angestellt werden können, ist es sinnvoll, sich auf einen Beobachtungsraum zu beschränken und diesen abzugren- zen. Ein solcher Ausschnitt aus der Biosphäre wird System genannt. Der Begriff ist der Thermodynamik entlehnt. Siehe zum Beispiel BERCHTOLD (1970). Der mit Vegetation bedeckte Boden ist ein offenes System, weil seine Wände für Energie und Materie durchlässig sind. Die Wände können real vorhanden oder nur abstrakt definiert sein. Komplexe Systeme werden in Teilsysteme oder Kompartimente unter- teilt.

2.2 Die Bilanz

Durch eine Bilanz wird die zeitliche Veränderung einer Stoffmenge Q (t) in einem Kompartiment zu den Ursachen dieser Veränderung in Beziehung gebracht, d. h. zu den Flüssen in das Kompartiment und aus dem Kompartiment.

Betrachtet wird ein Kompartiment im dreidimensionalen Koordinatensystem mit den Achsen x, y und z, wobei die positive z-Richtung nach unten zeigt. (Vergleiche hiezu Abbildung 2.1.) Seine Ausdehnung ist Llx, Lly, Liz. Seine Grenzflächen haben demnach den Betrag LlxLly, LlxLlz, Lly Liz. Der Fluß v eines betrachteten Stoffes ist jene Stoffmenge Q, welche pro Zeit- und Flächeneinheit senkrecht durch die Fläche verlagert wird.

V= Q/(A -lH) 2.1

Im folgenden wird der Fluß v(x) in der positiven x-Richtung betrachtet. Für die Stellen x und x + Llx gilt:

Q(x) =v(x)-~'j·~z-/H

Dabei ist Q(x) die Menge, welche wegen v(x) während Llt in das Kompartiment transport~ert wurde, also ein Zufluß. Entsprechend ist Q(x + Llx) ein Abfluß. Die Mengenänderung LIQ im Kompartiment während dem Zeitintervall Llt als Folge der Flüsse in der x-Richtung ist demnach:

176

--- --- --

Vom Kompartiment aus betrachtet ist v(x +ifx) ein Wegfluß und folglich gilt:

Daraus folgt:

Dieselben Überlegungen gelten auch für die Flüsse in der y- und z-Richtung. Daher gilt allgemein:

!J

Q = - fl V ( ',;) · /1. ~ · /J. Z. ·

fl

l - /J. V ( ~) ·

6 '/. ·

^{f). Z ·} ~ l -fi \/ ^{{z) · /J. )( ·} fl 'y · ~ l

Weil das betrachtete Kompartiment sich in seiner Gestalt nicht verändert, kann die Konzentrationsänderung ifC* als Mengenänderung pro Volumeneinheit eingeführt werden:

Oben eingesetzt führt dies zur Bilanzgleichung

---

ßC*

6. t

Av("') {).v('j)

=

^{--+ ---+}

A "- · ll ':J

/::,;v(z)

/1z ^2.2

Diese Gleichung sagt aus, daß die Konzentrationsänderung pro Zeiteinheit eines Stoffes in einem Kompartiment gleich ist der Flußänderung dieses Stoffes pro Strek- keneinheit in allen drei Dimensionen. ·

Im System «Pflanzen - Boden» werden laufend Stoffe verbraucht, produziert oder umgeformt. Die Bilanzgleichung wird daher um eine Quell- oder Senkenfunk- tion u(x, y, z, t) erweitert. Ist u

<

o, dann wurde der Stoff im Kompartiment konsu- miert, was einer Senke entspricht. Wenn u

>

o ist, dann wurde der Stoff in diesem Kompartiment neu gebildet, es besteht also eine Quelle. Die Bilanzgleichung.erhält dann folgende Form:

---

ßC*

6. t

Av('J') {).v('j)

ß

v(z)( t:)

= -- ·

⁺ - .--+ + U 'JC\IZ

A'I. ll':J !1z ^{'J'' 2.3·}

u(x, y, z, t) Stoffmenge, die pro Volumen- und Zeiteinheit verbraucht oder neu gebildet wurde.

Die Beziehungen 2.2 und 2.3 eignen sich für die numerische Behandlung von Bilanzierungsproblemen. ·Für die analytische Lösung werden sie in· Differential- gleichungen übergeführt, die Kontinuitätsgleichungen heißen. Die Fluß- und Kon-

zentrationsänderungen können als mathematische Funktionen in sie eingesetzt wer- den.

oC*

c3vbc) dV()I) + 'dv(z.)

=

^{---+- 2.4}

-ai

d ')(; d

'l ^{c) 2}

oC*

dVbc) tlv(:;1) + 'dv(z.)

=

^{---+- +}

u('>C.~.z.n

di

d ')/; d 'l ^{c) 2}

2.5

2.3 Die Bewegung des Wassers im ungesättigten Boden 2 .3 .1 Die Potentiale des Bodenwassers

Das Wasser fließt vom Ort höheren Energieinhaltes zum Ort niedrigeren Energie- inhaltes. Die Energie des Wassers pro Gewichtseinheit Wasser wird als Potential cJ>

des Bodenwassers bezeichnet. Nach TAYLOR (1968) und RICHARD (1969) sind zur Beschreibung der Wasserbewegung im Boden die folgenden Potentialarten zu be- rücksichtigen:

- Das-geodätische Potential P ^g wird verursacht durch die Erdgravitation. Als Bezugsniveau dient in diesem Fall die Horizontalebene durch den Ursprung des Koordinatensystems mit den Koordinaten (x, y, o).

- Im Matrixpotential PM werden jene Energiearten zusammengefaßt, welche von der Bodenmatrix auf das Wasser wirken. Dabei ist PM etwa gleich groß wie das Kapillarpotential P _6, das seinerseits durch die Oberflächenspannung der ge- krümmten Menisken des Bodenwassers verursacht wird.

Als Bezugsgröße dient eine freie Wasseroberfläche am Meßort, die ihrerseits mit dem Druck der Atmosphäre im Gleichgewicht steht. Da Energie aufgewen- det werden muß, um das Wasser vom Ort der Messung zum Ort der Bezugs- größe zu bringen, ist PM< 0. Das Porensystem eines Bodens kann in seiner An- ordnung als konstant angenommen werden, wenn Quellen und Schwinden des Bodens vernachlässigt werden. Unter diesen Voraussetzungen hängt PM nur vom volumetrischen Wassergehalt (9 des Bodens ab. Wenn der Boden austrock- net, ist das Matrixpotential bei gleichem Wassergehalt seinem Betrag nach etwas größer, als wenn er benetzt wird. Im folgenden wird diese Hysterese vernach- lässigt, d. h., zwischen Sorption und Desorption wird nicht unterschieden.

- Das Druckpotential PP tritt dann auf, wenn das Wasser im Boden durch einen zusätzlichen Druck belastet wird, der größer ist als jener der Atmosphäre. Dies ist dann der Fall, wenn der Meßort unter einer freien Wasseroberfläche liegt oder wenn gefangene Luft durch einsickerndes Wasser zusammengepreßt wird.

Vergleiche hiezu FLÜHLER (1974) undVACHAUD (1973). Die Referenzgröße für PP ist der Luftdruck der freien Atmosphäre.

178

- Das osmotische Potential Prr wird durch die im Bodenwasser gelösten Stoffe verursacht. Als Bezugsgröße dient destilliertes Wasser. Es wird angenommen, daß in unseren Breiten dieser Summand vernachlässigbar klein ist.

Es gilt also:

2.6 Die Energie hat die Dimension (M · L^{2 •} T-^2); das Potential. als Energie pro Gewichtseinheit Wasser hat demnach die Dimension (M · L2 • T-2) • (M · L · T-2)- 1

= (L ), also die Dimension einer Länge. Damit die Maßeinheit des Potentials von jener einer Strecke unterschieden werden kann, wird jene des Potentials als cm WS bezeichnet.

2.3.2 ökologische Interpretation des Matrixpotentials

Je stärker ein bestimmter Boden austrocknet, um so stärker ist das verbliebene Wasser gebunden. Wenn die Pflanze Wasser aus dem Boden aufnehmen will, dann muß sie das Matrixpotential überwinden. Sie ist dazu in der Lage bis zu einem Potential von etwa -15 000 cm WS, dem permanenten Welkepunkt.

2.3.3 Das Gesetz von Darcy

DARCY (1856) beschreibt die Wasserströmung im gesättigten Boden mit dem folgenden Gesetz:

v = Q/(A-/lt) =

-k

9rad

1

V

Q L'.l t A k grad <l>

Filtergeschwindigkeit (cm · s-¹)

Wassermenge (cm3)

Zeitintervall (s)

durchströmte Querfläche (cm2)

Durchlässigkeitskoeffizient (cm3 • cm-2 • s-1)

Potentialdifferenz pro Längeneinheit (cm · cm-¹)

2.7

(Änderung des Potentials entlang der durchströmten Strecke; sie ist negativ)

Im wassergesättigten Boden ist k für eine bestimmte Porenstruktur konstant. Im ungesättigten Boden . ist k abhängig vom Wassergehalt (9 oder vom Matrixpoten- tial PM· Also k=k(B) oder k=k(PM).

2 .3 .4 Kombination des Gesetzes von Darcy mit der Kontinuitätsgleichung Unter der noch zu diskutierenden Voraussetzung, daß die seitlichen Flüsse ver- nachlässigt werden können, d. h., wenn v(x) = v(y) = 0 ist und wenn für die Kon- zentration C* der volumetrische Wassergehalt (9 eingesetzt wird, dann wird unter Berücksichtigung von 2. 7 die Beziehung 2.4 zu

c3

e

- --= 2.8

,H

Im ungesättigten Boden ist in den meisten Fällen PP= 0. Weiter gilt: 8Pg/8z=-1 (z-Achse positiv nach unten). Damit wird 2.8 zu

Für den stationären Sickervorgang gilt 8 (9 /8t = 0, also d

o/H

V (z.)

1--=-

02. k('Ct'tt)

Wenn sich im Boden kein Wasser bewegt, ist auch v(z) = 0, und es gilt dann

c)¼ = 1 dZ

2.9

2.10

2.11

Dies gilt praktisch für Potentialgleichgewicht über einem Wasserspiegel oder für eine Wasserscheide.

2.3.5 Herleitung der Meßgrößen aus der Bilanzgleichung

Unter der Voraussetzung, daß laterale Flüsse vernachlässigt werden können, wird der Ausdruck 2.3 zu

60

=- L\v(z) _ u (z

O At

~ z .

Umgeformt und in Summenschreibweise dargestellt, erhält er die folgende Form

2.-1 Z₁ ·h t2. '%₁ t2.

I:0(t₁h\z.

-E0Ct.,)·Az-t(N-D·At+ EvCz )·LH=-Etu·Az·M=

U

%0 'Zo t1 i:1 Zoti

2.12

zo Bodenoberfläche z1 Ort im Boden N Niederschläge I Interzeption

U Senke als Folge der Wasseraufnahme durch die Pflanzenwurzeln

Damit U für ein bestimmtes Zeitintervall Lft und •eine· bestimmte Bodenschicht (z_{0 -} z₁₎ berechnet werden kann, müssen die Wassergehalte des Bodens, die Sicker- 180

menge in der Tiefe z₁ und die Niederschläge auf den Boden ermittelt werden. Nach BENECKE (mündliche Mitteilung) beträgt der Stammabfluß eines Fichtenwaldes auf dem Solling weniger als 5 % der Niederschläge. Daher wird diese Größe hier ver- nachlässigt.

2.4 Die Verlagerung von Stoffen im Bodenwasser

2.4.1 Theoretische Grundlagen

In der angelsächsischen Literatur wird die Verlagerung von Stoffen durch Was- ser in porösen Medien als «miscible displacement» bezeichnet, was etwa mit «durch- mischender Verlagerung» übersetzt werden kann. Dabei laufen zwei Vorgänge gleichzeitig ab, die sich nur gedanklich trennen lassen:

- der Massenfluß des Stoffes mit dem Bodenwasser. Dieser Vorgang wird mit dem Darcy-Gesetz beschrieben.

- Die Dispersion des Stoffes im Wasser als Folge von Konzentrationsunterschie- den. Sie hängt u. a. ab von der Art des Stoffes, der Porosität des Mediums und vom Wassergehalt.

WARRICK et al. (1971) beschreiben die Verlagerung von Stoffen mit dem Boden- wasser in z-Richtung mit folgendem Ausdruck:

a(0·C) =

1._ (e·D . ~ )-

o[v(1.)-C]

0

t

d

2 ap

O

Z.

0

Z C Konzentration des Stoffes im Bodenwasser Dap scheinbarer Dispersionskoeffizient des Stoffes

im Wasser des porösen Mediums

2.13

Unter der Annahme, daß Dap konstant sei und die Beziehung 2.2 folgendermaßen berücksichtigt wird, daß 36/31=- 3v(z)/3z gilt, dann wird 2.13 zu

2.14 Wenn der Boden homogen ist und die Wasserbewegung stationär verläuft, dann gilt

'd e

-=O.

o t '

ov(z)

---=

d2

und 2.14 wird zu

Q.

I

'tC JC

^v(z)

D ---·-

ap dZ²

dZ

9

-=O d0 dZ.

2.15

Der erste Summand auf der rechten Seite von 2.15 beschreibt die Verlagerung als Folge der Dispersion, der zweite die Verlagerung infolge der Wasserbewegung.

Die folgenden Vorgänge bleiben unberücksichtigt:

- Der durchströmte Boden wird bezüglich des betrachteten Stoffes als stationär angenommen; Quellen und Senken, wie Stoffaustausch an den aktiven Ober- flächen der Wurzeln, der Ton- und Humusteilchen, Lösungs- und Ausschei- dungsprozesse, werden vernachlässigt.

- Die Dispersionsfront im strömenden Wasser wird als Ebene angenommen. In Röhren und kreisrunden Kapillaren hingegen nimmt diese Front, gemäß der räumlichen Verteilung der Fließgeschwindigkeiten, die Form eines Paraboloides an. Vergleiche hiezu VAN DER PLOEG et al. (1972).

2 .4 .2 Die Veränderung der Elektrolytkonzentrationen im Bodenwasser an einem bestimmten Ort im Boden

Die Ausdrücke in der Beziehung 2.13 werden eingehender diskutiert. Das Pro- dukt ( (9 · C) ist die Menge des gelösten Elektrolyten pro Volumeneinheit Boden, [v(z) · C] ist die Verlagerung durch den Massenfluß und [8 ·Dap · 3C/3z] ist die Verlagerung infolge der Dispersion. Daraus folgt, daß die momentane Konzentra- tion eines Elektrolyten im Wasser an einem Ort pro Volumeneinheit Boden von den folgenden Größen abhängt:

- Vom momentanen örtlichen Wassergehalt des Bodens

- Vom Konzentrationsunterschied des Elektrolyten in unmittelbarer Umgebung des Ortes, in diesem Fall nur vom Unterschied in der z-Richtung

- Vom Dispersionskoeffizient Dap, welcher nach KIRDA et al. (1973) vom Quotien- ten v(z)/(9 abhängt

- Von der Filtergeschwindigkeit v des Bodenwassers, die wieder vom Wassergehalt in der Umgebung des betrachteten Ortes beeinflußt wird

Der Vollständigkeit wegen seien noch jene Einflüsse erwähnt, die im Ausdruck 2.13 prinzipiell nicht berücksichtigt werden:

- Ionentausch an den Bodenbestandteilen

- Löslichkeit des Elektrolyten im Wasser unter den momentanen Bedingungen (z.B. pH, pC0 _2, Temperatur)

- Einfluß der Lebewesen

2 .4.3 Praktische Bestimmung der transportierten Elektrolytmengen

Die mit dem Bodenwasser durch Massenfluß verlagerte Elektrolytmenge QE des Elektrolyten E in der Tiefe z und in z-Richtung pro Zeitintervall L'.'.lt und pro durch- strömte Fläche A des Bodens ist

2.16 182

Da in 2.16 die Dispersion nicht berücksichtigt wird, soll ihr Einfluß anhand eines Experimentes und der Beziehung 2.15 abgeschätzt werden. KIRDA et al. (1973) be- schrieben V ersuche, in denen die Chloridverlagerung studiert wurde. Hier werden die Resultate ihres Experimentes .Nr. 5 für die Zeit t= 200 min herangezogen. Die benützten Werte sind in Tabelle 2.1 zusammengestellt. Für Chlorid und Wasser sind:

Dap = 0,2 cm^{2 •} min-¹ (D8ap bei KIRDA et al.) v(z)/(9 = 0,16 cm · min-¹

Die Funktion .c(z), aus den Meßwerten mit Hilfe einer quadratischen Regression geschätzt, erhält die Form:

C(z)

=

^{a-2 1} +b·z ·+C₀ 2.17

a = 0,00934

b = -0,07851

Co 0,46652

~ ~946

Dap · 8²C(z)/8z² = 6,616 · 10-⁵

Aus der Tabelle 2.1 geht hervor, daß der Anteil der Dispersion an der Konzen- trationsänderung von Chlorid im Bodenwasser 14 bis 70 % der gesamten Konzen- trationsänderung beträgt. Das Chloridion ist eines der mobilsten · Ionen, und der Anteil der Dispersion am Verlagerungsvorgang ist daher besonders groß. Der Dis- persionskoeffizient Dav ist nach KIRDA et al. unter anderem stark vom Quotienten v(z)/(9 abhängig, und der gewählte Wert ist ein Extrem unter den von den Ver- fassern gefundenen·werten. Der hier geschätzte Anteil der Dispersion am Verlage- rungsvorgang dürfte ausnehmend hoch sein und unter natürlichen Bedingungen und für andere Elektrolyte kaum erreicht werden. Gleichwohl sollte der Dispersion in weiteren Arbeiten über die Stoffverlagerung mit dem Bodenwasser die nötige Aufmerksamkeit geschenkt werden.

y

184

V(Z)

V(Z + D.Z)

z

Abbildung 2.1 Schema eines Kompartimentes.

Tabelle 2.1 Schätzung des Anteils der Dispersion bei der Verlagerung von Chlorid (Werte aus einem Experiment von KIRDA et al., 1973)

Messwerte nach KIRDA

~

.a'c}(.,,;_)J-1oc

Exp. Nr. 5 C __j_f_ ac ^v

nach Gleichung at clz 0 ap clz2 @t

Tiefe z C gemessen

2.17

(rel. Werte) ^%

4.8 .36 .32 9.43·10-5 2.80·10-5 70.2

5.9 .44 .35 l.30·10- 4 6.45 · 10- 5 50.6

6.8 .52 .39 1. 60 · 10- 4 9.43 · 10- 5 41. 2

7.9 .53 .47 1.96 · 10- 4 ¹ 1. 31 · 10- 4 33.6

9.1 .55 .58 2. 36 · 10- 4 1. 70 · 10- 4 27.9

10.9 .65 .79 2 .96 · 10- 4 2. 30 · 10- 4 22.3

11. 9 .76 .94 3. 29 . 10-4 2. 63 · 10-4 20.1

12.8 1.01 1.09 3. 5-9 · 10- 4 2.92·10- 4 18.4

13.4 1. 38 1. 20 3. 79 · 10- 4 3.13 · 10- 4 17.4

15.1 1.53 1. 55 4. 35 · 10-4 3.69 · 10-4 15.3

15.9 1. 77 1. 73 4.62 · 10- 4 3.95·10- 4 14.3

X

3 Meßmethoden

3.1 Die Bestimmung des Matrixpotentials des Bodenwassers

3 .1.1 Das Tensiometer

Das Matrixpotential ¹J:'-M des Bodenwassers wird im Gelände mit dem Tensio- meter bestimmt. Die damit gemessene Saugspannung S entspricht angenähert dem Matrixpotential P _11, wenn dieses als Energie pro Gewichtseinheit Wasser definiert ist. Dabei ist S "" - P_11• Das Tensiometer funktioniert im Bereich von O bis etwa 800 cm W.S. Im humiden Klima wird die obere Grenze der Saugspannung praktisch nie überschritten.

Verwendet wurde dieselbe Bauweise, wie sie BRÜLHART (1969) beschrieben hat.

Die Konstruktion ist einfach. Daher können die Instrumente im Labor hergestellt und den jeweiligen Verhältnissen im Felde angepaßt werden. Eine Zusammenstel- lung der hier verwendeten Umrechnungsfaktoren gibt SCHUSTER (1972) an.

Das Tensiometer mißt eine mittlere Saugspannung in der Umgebung der Ton- kerze. Es spricht wohl auf die höchste Saugspannung in der Umgebung an, gleicht sie aber über die poröse Wand aus.

Die verwendeten Tonkerzen haben eine· Länge von 7 cm, einen Durchmesser von 2,2 cm und beanspruchen einen Bodenraum von etwa 30 cm3 •

3 .1.2 Die Eichung der Tensiometer

BRÜLHART (1969) beschreibt einen Versuch von GYSI, der neun Tensiometer in der gleichen Tiefe in einen Topf voll Erde einbaute. über eine poröse Platte, die den Boden des Topfes bildete, konnte in der Umgebung der Tensiometerkerzen eine bestimmte Saugspannung eingestellt werden. Diese wurde mit der Saugspan- nung verglichen, welche von den neun Tensiometern angezeigt wurde. Die Resul- tate sind in Tabelle 3.1 zusammengestellt. Alle an der Platte angelegten Saugspan- nungswerte liegen in den Vertrauensintervallen der Mittelwerte, die aus den Tensio- meterwerten berechnet wurden für eine Irrtumswahrscheinlichkeit von 5 % . Die einzige Ausnahme ist der Wert für O cm WS. Wenn der Wasserspiegel in der Höhe der Kerzenmitte liegt, dann befindet sich ihr oberer Rand etwa .3,5 cm über dem Wasserspiegel. Der erwartete Saugspannungswert beträgt dann etwa 1,75 cmWS, der im Vertrauensintervall der Meßwerte liegt. Aus dem Versuch kann geschlossen werden, daß die verwendeten Tensiometer im Saugspannungsbereich von O bis

110 cm WS die Saugspannung genügend genau erfaßten.

3.2 Die Extraktion von Wasser aus dem ungesättigten Boden

Die Extraktion von Wasser aus dem ungesättigten Boden ist von GERMANN (1972) eingehend beschrieben und diskutiert worden. Ein Aufriß des verwendeten Extraktionskörpers ist in Abbildung 3.1 dargestellt.

MAYER (1971) beschreibt die Abhängigkeit der Elektrolytkonzentration des Bodenwassers von der Saugspannung. Die Resultate stützen sich auf die statistische Auswertung eines reichen Datenmaterials. Wenn das Ergebnis nur von physikali- schen Vorgängen abhinge, dann müßte die Methode derart verfeinert werden, daß das Bodenwasser mit wesentlich weniger als J 00 cm WS Unterdruck gegenüber der Saugspannung im Boden extrahiert werden sollte. Die Extraktionszeit würde ver- längert oder die pro Zeit gewonnene Menge Bodenwasser vermindert.

GYSI (mündliche Mitteilung) · verwendet Teflonmembranen als Filterhaut, die gegenüber mechanischer Beanspruchung wesentlich widerstandsfähiger sind als die hier gebrauchten Nylonfilter.

Mit der hier verwendeten Extraktionsmethode wurden während 15 Monaten ins- gesamt 600 Bodenwasserproben gewonnen. Während dieser Zeit ergaben sich keine Schwierigkeiten bei der Extraktion.

3.3 Die Erfassung meteorologischer Faktoren 3.3.1 Die Messung der Niederschläge

Die Niederschläge wurden nur in Form von Regen erfaßt. Die Freilandnieder- schläge und 6'ie Regenmengen, die auf den Waldboden fielen, wurden mit Totalisa- toren des Typs Diem gemessen. In der Regel wurden sie dreimal wöchentlich ab- gelesen.

Zur chemischen Analyse wurde Niederschlagswasser in Auffanggefäßen gesam- melt. Auf der Wiese wurden zwei Gefäße 1,5 m über Terrain aufgestellt. Die 7 Auf- fanggeräte im Wald befanden sich 50 cm über dem Boden und wurden mit Nylon- gaze vor herunterfallenden Pflanzenteilen geschützt.

Während der Untersuchungsperiode lag auf dem Freilandboden nur während einzelner Tage Schnee, im Wald lag nie eine geschlossene Schneedecke. Eine flä- chenmäßige Erfassung der Schneemenge wurde daher nicht erwogen.

3.3.2 Die Messung der Temperatur und der relativen Luftfeuchtigkeit In einer englischen Wetterhütte lief während der ganzen Untersuchungsperiode ein Thermohygrograph, dessen Streifenwöchentlich ausgewechselt wurden.

3.4 Laboruntersuchungen

3.4.1 Die Bestimmung der.Desorptionskurve (pF-Kurve)

Die Werte der Desorptionskurven wurden an Proben jener Tiefen bestimmt, in denen auch die Saugspannungen gemessen wurden. Die Methode ist von RICHARD et al. (1953) eingehend beschrieben worden. Die Volumenänderung der Proben 186

infolge Quellung wurde gemessen, und die Wassergehalte wurden nach LÄSER und SCHUSTER (1970) korrigiert.

3.4.2 Die Bestimmung der Durchlässigkeitskoeffizienten

Die Durchlässigkeitskoeffizienten bei Wassersättigung wurden nach der Methode der fallenden Druckhöhe ermittelt.

Die Durchlässigkeitskoeffizienten für den ungesättigten Boden, Wertepaare der Beziehung k = k(S) also, wurden mit der von RICHARDS et al. (1952) beschriebenen Methode an Doppelproben bestimmt.

3.4.3 Die Bestimmung der scheinbaren Dichte und der K()rngrößenanteile Die scheinbaren Dichten (!a wurden an Doppelproben von 1000 cm³ Inhalt be- stimmt.

Die Korngrößensummationskurven für die Teilchen mit dem Durchmesser klei- ner als 0,2 mm sind mit der Aerometermethode ermittelt worden.

3.4.4 Die chemischen Analysen der Wasserproben

Die Ionen Mg²+, Ca²+, K+, Na+ und Mn²+ wurden mit einem Atomabsorptions- spektrometer bestimmt; pH, die Konzentrationen von Chlorid und Nitrat wurden mit ionensensitiven Elektroden ermittelt. Die ci-- und die N0

3

-Elektrode wurden uns freundlicherweise vom Laboratorium für organische Chemie der ETH Zürich zur Verfügung gestellt. Vergleiche KAHR (1972). Das im Wasser gelöste Si02 wurde kolorimetrisch nach JACKSON (1965) bestimmt.

3.4.5 Die chemischen Analysen des Bodens

Die Kationentauschkapazität wurde mit der Methode von BoWER, modifiziert nach CHAPMAN (1965), durch Na+-Sättigung bei pH 8,2 ermittelt. Das CaC0₃ wurde mit einer bestimmten Menge HCl aus dem Boden herausgelöst und die überschüs- sige Salzsäure mit NaOH zurücktitriert. Das organische C im Boden wurde mit Kaliumbichromat-Schwefelsäure naß verbrannt und das überschüssige Oxidations- mittel mit Ferrosulfat zurücktitriert.

Die pH-Werte des Bodens wurden in einer 0,1-n-KCl-Lösung bestimmt.