Oxf.: 114.12 : 114.15 : 114.446.1 : 116.24 : ( 494) : (043)
BERNHARD BUCHTER
Wasserhaushalt und Skelettstruktur eines Rendzina-Bodens
Mit 39 Abbildungen und 15 Tabellen
Aus dem Institut für Wald- und Holzforschung, Fachbereich Bodenphysik, der Eidg. Technischen Hochschule, Zürich
Manuskript eingereicht am 25. Juni 1985
HERAUSGEBER DR. W. BOSSHARD t
DIREKTOR DER EIDGENÖSSISCHEN ANSTALT FÜR DAS FORSTLICHE VERSUCHSWESEN
Bd./Vol. 62 Heft/Fase. 4 1986
Diese Arbeit wurde 1984 von der Eidg. Technischen Hochschule in Zürich als Dissertation Nr. 7682 angenommen; ihr Titel lautet: Untersuchung des Wasserhaushaltes in einem inhomo- genen, anisotropen Sickersystem, dargestellt an einem Rendzina-Boden.
Sie erscheint hier in leicht gekürzter Form.
Adresse: Eidg. Anstalt für das forstliche Versuchswesen Adresse: Institut federal de recherches forestieres Indirizzo: Istituto federale di ricerche forestali Address: Swiss Federal Institute of Forestry Research
Zitierung:
CH-8903 Birmensdorf ZH (01) 7392111
Druck: Konkordia Druck- und Verlags-AG
Winterthur Eidg. Anst. forstl. Versuchswes., Mitt.
Die Hefte sind einzeln käuflich bei
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F. Flück-Wirth, Internat. Buchhandlung für Botanik und Naturwissenschaften , CH-9053 Teu- fen
Preis: sFr. 43.-
Abstracts
Wasserhaushalt und Skelettstruktur eines Rendzina-Bodens
Die Skelettstruktur und der Wasserhaushalt eines steinigen Jurabodens (Rend- zina) wurden untersucht.
Mit Hilfe ungestörter Bodenschnitte (35 X 160 cm) und dreidimensionaler, gleiten- der Mittel konnte die Größe des repräsentativen Elementarvolumens geschätzt wer- den. Senkrechte Tensiometer ergaben bei Niederschlägen, im Gegensatz zu den waagrechten Tensiometern, zu tiefe Saugspannungswerte. Das leicht verwertbare Wasser wurde während der drei Meßjahre nie völlig aufgebraucht. Die im Labor be- stimmten Desorptionskurven ergaben nahe Sättigung zu hohe spezifische Wasser- kapazitäten, die Durchlässigkeiten waren 10- bis lOOmal zu groß (Probengröße rund 41). Mit dem Salztransportexperiment konnte ein hangabwärts gerichteter Fluß fest- gestellt werden, der mit den Tensiometern nicht erfaßt werden konnte.
Regime d'eau et structure squelettique d'un sol rendzine
La structure squelettique et le regime d'eau d'un sol squelettique rendzine du Jura ont ete etudies.
II a ete possible d'etudier la dimension du volume elementaire representatif,
a
l'aide de sections de sol intact (35 x 160 cm) et de figures mobiles tridimensionnelles.
Lors des precipitations, les tensiometre verticaux ont donne des valeurs de force de succion trop basses par rapport
a
celles des tensiometres horizontaux. l;eau facile- ment utilisable par la vegetation n'a jamais ete completement consommee durant les trois annees d'observation. Pour le sol sature, les courbes de desorption determinees en laboratoire ont donne des capacites specifiques d' eau plus grandes que sur le ter- rain; les conductivites etaient 10a
100 fois plus grandes ( dimensions des echantillons environ 4 1). D'apres une experience faite selon la methode denommee en anglais«tracer», un ecoulement lateral a pu etre indique alors qu'il n'avait pas ete capte par les tensiometres.
Bilancio idrico e struttura schelettrica di una Rendzina
Sono stati esaminati il bilancio idrico e la struttura schelettrica di un terreno sassoso (Rendzina) del Giura.
Con l'aiuto di sezioni di terreno intatto (35 x 160 cm) e mezzi slittanti tridimen- sionali e stato possibile stimare la dimensione del volume elementare rappresenta- tivo. Durante le precipitazioni i tensiometri verticali hanno registrato dei valori di tensione capillare troppo bassi, cio ehe non sie verificato nel caso dei tensiometri orizzontali. Durante i tre anni di osservazione l'acqua facilmente utilizzabile non e
mai stata consumata completamente. Le curve di dissorbimento determinate in labo- ratorio hanno dato per suoli in condizioni prossime alla saturazione capacita idriche specifiche maggiori a quelle rilevate sul terreno; i valori di permeabilita erano dalle 10 alle 100 volte troppo grandi ( dimensione dei campioni circa 41). Con l' esperimento sul trasporto salino si sono potute constatare l'esistenza di un flusso laterale verso valle dell'acqua non registrato dal tensiometro.
Water Regime and Skeletal Structure of a rendzina Soil
The water regime and the skeletal structure of a stony rendzina soil (Eutrochreptic Rendoll) were investigated.
Stone contents were measured for undisturbed soil profiles with cross-sections (35 x 160 cm). A three-dimensional moving averages scheme was used to estimate the size of the representative elementaryvolume. During precipitation water suction from vertical tensiometers was lower than suction from horizontal tensiometers.
During three vegetation periods the soil water was consistently in the low suction range (matrix potential of 8 to 68 kPa). Near-saturation laboratory-measured desorp- tion curves provided higher specific water capacities than field measurements, labo- ratory-measured k versus suction was one to two orders of magnitude higher than field measurements (size of samples about 4 1). A tracer experiment indicated the presence of a lateral flow component which was not recorded by tensiometers.
Inhaltsverzeichnis
Abstracts . . . . 469
Verzeichnis der Abbildungen 473
Verzeichnis der Tabellen . 474
Symbole und Definitionen 475
Vorwort . . . . 478
1 Einleitung . . . . 481
11 Allgemeines und Vorgeschichte . 481
12 Zielsetzung . . . . 482
2 Theoretische Grundlagen . . . . 483
21 Wasserbewegung im Boden . 483
211 Wasserhaushaltmodell 483
212 Potentiale des Bodenwassers 484
213 Ökologische Interpretation der Saugspannung 487
214 Eindimensionale Strömung . 487
215 Kontinuitätsgleichung 488
22 Transport von Stoffen («Tracern») 489
221 «Tracer» . . . . . 489
222 Transportvorgänge 490
23 Struktur . . . . 493
231 Strukturerfassung . 493
232 Repräsentatives Elementarvolumen (REV) 494
3 Methoden . . . . 497 31 Wasserhaushalt . . . . 497 311 Matrixpotential (Saugspannung) . . . . 497 312 Desorptionskurven und Durchlässigkeitskoeffizienten 497
313 Scheinbare Dichte und reelle Dichte 499
314 Korngrößenverteilung 499
315 -Bodentemperatur . 499
316 Klima . . . . 500
317 Chemische Analyse . . 500
318 Messungen der Dichte und des Wassergehaltes mit der Gamma- und
der Neutronensonde 500
32 Stofftransport . . . . 501
33 Strukturerfassung . . . . 502
331 Nicht weiterverfolgte Methoden 502
332 Herstellung der Bodenprobe zur Strukturerfassung 502
333 Stereometrische Methoden 505
4 Untersuchungsstandort . . . . 506 41 Wahl des Untersuchungsobjektes . . . . 506 42 Geographische Lage, Klima, Relief, Geologie und Vegetation 506
43 Morphologische Beschreibung des Bodens 508
44 Bodenphysikalische Eigenschaften 510
441 Korngrößenverteilung 510
442 Dichte und Porosität . . . . 514
443 Desorptionskurven . . 444 Porengrößenverteilung 445 Wasserleitfähigkeit . .
446 Feldbestimmung der gesättigten Wasserleitfähigkeit 45 Bodenchemische Eigenschaften
5 Versuchsanlage . . . . . . . . . . . . . 51 Messung des Wasserhaushaltes . ... . 511 Versuchsstandort Schitterwald (Nordseite) 512 Versuchsstandort Vorberg (Südseite) . . . 52 Erfassung der Struktur . . . . 6 Ergebnisse und Diskussion der Strukturuntersuchung
61 Skelettgehalt . . . . . . . . . . . . . . 62 Größe des repräsentativen Elementarvolumens . 63 Orientierung des Skelettes . . . .
7 Ergebnisse und Diskussion der Wasserhaushaltuntersuchungen . 71 Klimatische Bedingungen während der Meßjahre 1981-1983
711 Niederschlag und Interzeption im Schitterwald . 712 Niederschlag und Interzeption am Vorberg . . 72· Bodentemperatur . . . . 73 Waagrechte Tensiometer - senkrechte Tensiometer . 74 Zeitabhängiger Verlauf der Saugspannung .
741 Saugspannungsverlauf im Schitterwald ... . 742 Saugspannungsverlauf am Vorberg ... . . . 75 Einfluß der Steine auf die Streuung der Saugspannungswerte 76 Betrag und Richtungswinkel der hydraulischen Gradienten . 77 Bilanzierung des Wasserhaushaltes . . . . 78 Wassergehaltsmessungen mit der Gamma- und der Neutronensonde 8 Ergebnisse des Stofftransportexperimentes
Zusammenfassung
Resume: Regime d'eau et structure squelettique d'un sol rendzine . Riassunto: Bilancio idrico e struttura schelettrica di una Rendzina . Summary: Water Regime and Skeletal Structure of a Rendzina Soil Literaturverzeichnis . . . ·. . . .
517 518 519 521 524 526 526 526 532 532 533 533 536 543 551 551 552 554 554 556 558 558 561 564 566 572 580 587 593 595 597 599 601
Verzeichnis der Abbildungen
1 Modell des Wasserhaushaltes und der Bilanzrechnung 485
2 Bestimmung der Durchbruchkurven im Labor . . . . 490 3 Durchbruchkurven . . . . . . . . . . . . . . . 491 4 Fortschreiten eines Konzentrationsimpulses im Boden . 492 5 Schematische Darstellung des repräsentativen Elementarvo lumens 495 6 Schnitt durch ein horizontal eingebautes Tensiometer . . . . . . . 498 7 Plan des Grobskelettes (> 10 mm) nach der Punktanalyse im Feld
und digitalisierter Grobskelettplan nach der Auswertung mit dem Autographen
am Stereobild . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 503 8 Geographische Lage der Versuchsflächen Schitterwald und Vorberg . . . . . 507 9 Geologisches Profil durch den Weißenstein . . . . . . . . . . . . . . . . . 508 10 Schematische Feldaufnahme der Bodenprofile im Schitterwald und am Vorberg . 509 11 Korngrößenverteilung des gesamten Bodens (inkl. Skelett) 510 12 Korngrößenve rteilung der Feinerde . . . . 511 13 Korngrößenvertei lungskurven der Ausflußproben . . . . . 512 14 Volumenanteil der Feinerde . . . . 513 15 Scheinbare Dichte, reelle Dichte, Porosität und Volumen der Feinerde ohne
Poren in Abhängigkeit von der Bodentiefe . . . . . . . . 515 16 Desorptionskurven der Tiefen 0-10 cm, 10-20 cm, ... 120-130 cm . 516 17 Porengrößenverteilung des gesamten Bodens . . . . . . 518 18 Wasserleitfähigkeit k . . . . . . . . . . . . . . . . 520 19 Bewässerungsversuch zur Bestimmung des k-Wertes im Feld 522
20 Schematische Darstellung des Koordinatensystems 525
21 Grundriß der Versuchsanlage Schitterwald, Meßblock West . 527 22 Grundriß der Versuchsanlage Schitterwald, Meßblock Ost 528 23 Anordnung der waagrechten Tensiometer, Seitenriß, Meßblock West, Schacht 1 . 529 24 Anordnung der waagrechten Tensiometer und der Temperaturmeßrohre,
Seitenriß, Meßblock West, Schacht 2 . . . . . . . . . . . . 530 25 Anordnung der waagrechten Tensiometer und derTemperaturmeßrohre,
Seitenriß, Meßblock Ost, Schacht 3 . . . . . . . . 531
26 Korngrößenverteilung nach der Strukturuntersuchung 534
27 Skelettgehalt nach der Strukturuntersuchung . . . . . 535 28 Variabilität des Skelettgehaltes (zweidimensionale Darstellung) 539 29 Variabilität des Skelettgehaltes ( dreidimensionale Darstellung) 544 30 Vergleich zwischen waagrechten und senkrechten Tensiometern 557 31 Saugspannungs- und Niederschlagsverteilung . . . . 561 32 Verlauf von Gradienten und Niederschlagsverteilung . . . . . 567 33 Koordinatensystem in der Versuchsfläche Schitterwald und Richtungswinkel der
Gradienten in hangsenkrechter Richtung . . . . 569 34 Schema der korrigierten Desorptionskurven . . . . 577 35 Vergleich zwischen den mit den Ausflußproben im Labor und den im Feld
bestimmten Wasserleitfähigkeiten k . . . . . . . . . . 579 36 Neutronensonden-Eichgeraden nach MoRGENSCHWEIS et al. (1981) . . . . 584 37 Sondenspezifisches Eichdiagramm nach GERMANN und GREMINGER (1977) 585 38 Zeitlicher Verlauf der an 20 Tensiometern (Absaugstellen) gemessenen
Bromid- und Chloridkonzentration des Bodenwassers . . . . 589 39 Zeitlicher Verlauf der an 15 Tensiometern (Absaugstellen) gemessenen
Bromid- und Chloridkonzentration des Bodenwassers . . . . . . 591
473
Verzeichnis der Tabellen
1 Saugspannungsklassen und Verwertbarkeit des Wassers 486
2 Spezifische Wasserkapazität C . 517
3 Bodenchemische Eigenschaften . . . . 524 4 Skelettgehalt in % v . • • • • . • • • • • • . • • • . • . 536 5 Anzahl Phasenübergänge m5 (senkrecht) und mP (parallel), Grad aP1 der
Orientierung und gesamte spezifische Grenzfläche LS (Oberfläche der Steine) 549 6 Monatsniederschläge 1981-1983 in mm der SMA-Station Herbetswil 551 7 Monatsniederschläge und Interzeption . . . . 553 8 Bodentemperatur 1981 in 5 Tiefen in °C . . . . 555 9 Mittlere Saugspannung und Standardabweichung . . . . 565 10 Hydraulische Gradienten in horizontaler, hangsenkrechter Richtung 568 11 Richtung des Flusses . . . . 570 12 Wasserhaushaltbilanz . . . . 575 13 Wasserhaushaltbilanz (korrigierte Desorptionskurven) . . . 578 14 Dichte des feuchten Bodens, gemessen mit der Gammasonde 582 15 Wassergehaltsänderung, gemessen mit der Gammasonde . . 583
Symbole und Definitionen
1. Lateinische Buchstaben
Anmerkung: Die Symbole S, T und U wurden für verschiedene Begriffe verwendet. Die Be- deutung ist aus dem Text ohne weiteres ersichtlich.
Symbol
C
CR
EBM ETsKB E%
E%F,E%T
ET i i, j, k I IZ k kx, ky, k2
KA KAK
n N N' Üz,ÜA p pH
q
qx, qY' qz
Maßeinheit cm cm
%v/cmWS
%
mm,dm 3/m2 mm,dm 3/m2
%V
%V mm,dm 3/m2 cm/cm s-1
mm,dm 3/m2 cm/s,mm/s cm/s,mm/s
Name, Bezeichnung, Bemerkung
Kantenlänge der berechneten Elementarvolumen Kantenlänge der untersuchten Elementarvolumen (Würfel), a0 = 1 cm
relative Konzentration der abfließenden Lösung (Konzentration der abfließenden Lösung c/
Konzentration der zufließenden Lösung c0)
spezifische Wasserkapazität
Zählrate im Boden/Zählrate im Wasser Evaporation der Bäume
Evapotranspiration der Strauch- und Krautschicht sowie des Bodens
Porosität
Porosität der Feinerde bzw. des gesamten Bodens totale Evapotranspiration
hydraulischer Gradient: i = grad W mG
Einheitsvektoreninx-, y-, z-Richtung Impulse, Zählrate
Interzeption
Wasserleitfähigkeitskoeffizient nach Darcy Wasserleitfähigkeitskoeffizient nach Darcy inx-,y-, z-Richtung
mm, dm 3/m2 kapillarer Aufstieg mäq/dm3; mäq/100 g Kationenaustauschkapazität, mm,dm 3/m2
kg mm-1
Summe der austauschbaren Kationen laterale (unterirdische) Zu- und Abflüsse Masse
Phasenübergänge in paralleler bzw. senkrechter Richtung
wie Datenmaterial Stichprobenumfang mm,dm 3/m2
mm,dm 3/m2 mm,dm 3/m2 N/m2
m3/(m2 · s) m3/(m2 · s) wie Datenmaterial cmWS
J/K
mm2/mm 3, m2/m3
Freilandniederschlag Bestandesniederschlag
oberflächliche Zu- und Abflüsse Druck
Säuregrad; neg. Logarithmus der Wasserstoffionenkonzentration Fluß
Komponenten des Flusses in x-, y- und z-Richtung Standardabweichung: sx =
Yn=-1 ·it
(xi-x:)2Saugspannung; S = - W mG
Entropie
spezifische Grenzfläche
ST ts; 95 %
T T T TS
u u
V
V
vp
V1 vs(xi, yi, zk)
x,y,z w w w*
WA
mm2/mm 3, m2/m3 mm,dm 3/m2 s,h,d
mm,dm 3/m2 K,°C mm,dm 3/m2
s-1
m/s, cm/s
•
m3 m3,%v m3,%
%V
cm
%V mm,dm 3/m2 mm,dm 3/m2 mm,dm 3/m2
2. Griechische Buchstaben Symbol Maßeinheit
O'.pl %
8 m 3/m 3, cm3/cm3
Pa g/cm3, Mg/m 3
Pa,f g/m3
PF g/cm3
Pr g/cm3
Pr,S g/cm3
2:
<I> =
wt
1J/m 3 = 1 N/m2 = 1 Pa = 10-5bar = 10-2mbarW=WtG cm
WC 1J/m 3 = 1 N/m2 = 1 Pa = 10-5bar = 10-2mbar
wg
1J/m 3 = 1 N/m2 =1 Pa = 10-5bar = 10-2mbar
spezifische Grenzfläche eines isometrischen bzw.
planaren Systems Stammabfluß Zeit
Testwert für t-Wert bei 5 Freiheitsgraden und einer Vertrauensgrenze von 95 %
Rangsumme nach Wilcoxon Transpiration
Temperatur Tiefensickerung Senkenterm innere Energie Filtergeschwindigkeit Volumen
gesamtes Porenvolumen
Porenvolumen der Saugspannungsklasse 1 Skelettgehalt eines untersuchten
Probevolumens (Würfel) mit der
Kantenlänge a0 und dem Mittelpunkt xi, Yj, zk Skelettgehalt eines berechneten Würfels der Kantenlänge a mit dem Mittelpunkt XM, Y M, ZM Ortsvariable im kartesischen Koordinatensystem Wassergehalt: w = 100 % v • 8
Wassergehaltsänderung im Boden
Wassergehaltsänderung in den oberirdischen Teilen der Bäume (und der übrigen Pflanzen)
Wasseraufnahme durch die Wurzeln
Name, Bezeichnung, Bemerkung Grad der Orientierung
volumetrischer Wassergehalt
scheinbare Dichte des gesamten Bodens (Trockendichte)
scheinbare Dichte der Feinerde
Dichte des feuchten Bodens: PF= Pa + 8 reelle Dichte
Dichte des Skelettes Summenzeichen
totales Wasserpotential pro Volumeneinheit
totales Wasserpotential pro Gewichtseinheit Kapillarpotential pro Volumeneinheit
Gravitationspotential pro Volumeneinheit
1 J/m3 = 1 N/m2 = Matrixpotential pro Volumeneinheit 1 Pa = 10-5bar =
\]JmG µ
10-2mbar cm J/kg
3. Spezialzeichen Symbol
ß
a
gradW
Matrixpotential pro Gewichtseinheit:
\]J mG = \]J m/(p · g) = -S chemisches Potential
Name, Bezeichnung, Bemerkung endliche Differenz
partielles Differential
Gradient des Potentials W = W (x, y, z):
d lTf
aw
-:----+aw
-:----+aw
-kgra 'I:' = 1 ~J
ax ay az
«Es wäre ein Irrtum zu glauben, daß eine Wissenschaft aus lauter streng bewiesenen Lehrsätzen besteht, und ein Unrecht, sol-
ches zu fordern. S. Freud
Vorwort
Die als Textgrundlage dienende Promotionsarbeit verdankte ihre Entstehung einer Anregung von Prof. Dr. F. Richard, ehemals Vorsteher des Fachbereiches Bodenphysik des Institutes für Wald- und Holzforschung an der ETH Zürich. Er hatte meine Arbeit in bemerkenswerter Weise unterstützt und gefördert. Leider starb er, bevor er das Referat beenden konnte. Herr Prof. Dr. H. Flühler, jetziger Vorste- her des Fachbereiches Bodenphysik, unterstützte mich nach dem Rücktritt von Herrn Prof. Dr. Richard bestens in fachlicher Hinsicht und gewährte mir zudem ma- terielle Hilfe. Nach dem Tode von Prof. Dr. F. Richard erklärte er sich auf meine Bitte hin in großzügiger Weise bereit, das Referat zu übernehmen. Verpflichtet fühle ich mich auch dem Koreferenten, Herrn Prof. Dr. Th. Dracos (Institut für Hydrome- chanik und Wasserwirtschaft, ETH Zürich), und seinem Mitarbeiter, Herrn Dr. F.
Stauffer, für die fachliche Unterstützung in theoretischen Belangen.
Herr J. Leuenberger, Förster an unserem Fachbereich, hat bei der Planung, beim Bau und bei der anschließenden dreijährigen Betreuung der Versuchsanlage Ent- scheidendes geleistet. Ohne sein hervorragendes technisches Können und seine Hilfe wäre die Feldarbeit nicht derart intensiv möglich gewesen.
Herr H. P. Läser besorgte im Labor mit großer Umsicht die k-Wert-Bestimmung nach der Ausflußmethode. In Feld, Labor und Büro erhielt ich immer wieder fach- liche Unterstützung von den anderen Mitarbeitern des Fachbereiches Bodenphysik und von den Mitarbeitern der Eidgenössischen Anstalt für das forstliche Versuchs- wesen (EAFV). Besonderer Dank gebührt Herrn F. Kienast, EAFV, für die Analyse der Jahrringbreite und der Holzdichte.
Zudem stand mir während der Untersuchungen die Infrastruktur der unter Lei- tung von Herrn Dr. W Bosshard stehenden EAFV zur uneingeschränkten Verfü- gung.
Solothurns Stadtforstmeister, Herr H. Egloff, stellte in anerkennenswerter Weise die Versuchsfläche im Schitterwald zur Verfügung, während Herr M. Lischer, Förster, und die Gemeindevertreter von Gänsbrunnen die Arbeit im Schitterwald vorbehalt- los unterstützten. Herr B. Moll, Kreisoberförster (Kreisforstamt I, Lebern SO) er- möglichte zudem die Benützung der Versuchsfläche am Vorberg.
Dank dem Entgegenkommen von Herrn H. P. Olbrecht konnten die Bodenpro- ben, mit denen die Struktur untersucht und die k-Werte bestimmt wurden, an der
Eidgenössischen Materialprüfungs- und Versuchsanstalt in Dübendorf (Leitung Prof. Dr. T. Erismann) zersägt werden. Der Maschinist, Herr Sehellenberg, hat mit großem fachlichem Können die schwierige Arbeit erfolgreich ausgeführt.
Dank gebührt auch den Herren R. Wullimann und M. Schärer vom Institut für Grundbau- und Bodenmechanik der ETH und Herrn H. R. Walther von der Eidge- nössischen Forschungsanstalt für landwirtschaftlichen Pflanzenbau, Reckenholz, für die Analyse der Korngrößenverteilung.
Bei der Suche nach der geeigneten Methode zur Strukturuntersuchung halfen uns Prof. Dr. H. Schmid und Herr J. Rady vom Institut für Geodäsie und Photogramme- trie der ETH.
Herr Dr. H. Wanner vom Geologischen Institut der ETH unterstützte uns bei der Evaluation des geeigneten Bohrers, um die Tensiometer zu setzen.
Herrn Dr. R. Schulin danke ich für die Anregungen bei der Durchsicht des Manu- skriptes.
Besonders vermerkt sei an dieser Stelle die finanzielle Unterstützung des Schwei- zerischen Nationalfonds, der ETH Zürich und der EAFV, ohne die diese Arbeit nicht möglich gewesen wäre.
Allen, die am Entstehen und Gelingen der vorliegenden Arbeit mithalfen, mir in irgendeiner Art und Weise ihre Hilfe gewährten, sei an dieser Stelle mein ganz spe- zieller Dank ausgesprochen.
1 Einleitung
11 Allgemeines und Vorgeschichte
Der Boden in seiner Vielfalt ist die Grundlage der pflanzlichen Produktion in Forst- und Landwirtschaft. In der heutigen Zeit, in der die Konflikte zwischen Öko- nomie und Ökologie immer deutlicher werden, ist es mehr denn je nötig, möglichst viele Vorgänge und Faktoren zu kennen, die die Fruchtbarkeit d~s Bodens erhalten, verbessern oder verschlechtern. Systematische Forschung kann sowohl der Forst- wie der Landwirtschaft helfen, bessere Entscheidungen zu treffen.
Am Institut für Wald- und Holzforschung, Fachbereich Bodenphysik, der ETH Zürich wird seit bald zwanzig Jahren der Wasserhaushalt natürlich gelagerter Böden systematisch untersucht. Das Ziel der Forschung ist die Förderung der Kenntnisse über den Einfluß der Vegetation auf den Wasserhaushalt unserer Landoberfläche.
Die vegetationsbedeckten Böden sind offene, poröse Filtersysteme. Einerseits sik- kert durch diese die Bodenlösung in tiefere Bodenräume, zu Grundwasserströmen, Quellen und Brunnen. Andererseits nimmt die Vegetation beträchtliche Wassermen- gen aus dem Wurzelraum auf. Das kombinierte Wirken der Niederschläge, der Eva- potranspiration und der dreidimensionalen Sickerung steuert in entscheidendem Maße den Wasserhaushalt in der Filterschicht Boden, in der die Vegetation wurzelt.
Der Wasserhaushalt seinerseits steuert die Menge und die Qualität der organischen Produktion und die Nachlieferung von Bodenlösungen.
BRüLHART (1969) untersuchte den Wasserhaushalt einer stark sauren Moder-Para- braunerde über Schotter (Lokalform Winzlerboden, RICHARD und LüSCHER, 1983) und einer stark sauren Mull-Parabraunerde (Lokalform Buchberg, RICHARD et al., 1978). FLüHLER (1973) befaßte sich mit der Sauerstoffdiffusion in einem stark sauren Moder-Pseudogley (Lokalform Schmidwald, RICHARD und LüscHER, 1981) und SCHUSTER (1974) mit den Problemen der Entwässerung in einem Hydromull-Hang- gley (Lokalform Gottschalkenberg, RICHARD et al., 1978). GERMANN (1976) behan- delte den Wasserhaushalt und die Elektrolytverlagerung in einer stark sauren Moder- Parabraunerde (Lokalform Oberforst, RICHARD und LüSCHER, 1981). BORER (1982) ermittelte den Wasserhaushalt eines Einzelbaumes, GREMINGER (1984) denjenigen eines Bestandes. Bei BoRER handelte es sich um denselben Boden wie bei GERMANN, bei GREMINGER um eine stark saure, schwach pseudovergleyte Braunerde am Hang (Lokalform Megger-Wald, RICHARD und LüscHER, Band 4, in Vorbereitung).
Alle untersuchten Böden enthielten wenig oder keine Steine. Die Feldboden- kunde befaßte sich also vorwiegend mit skelettfreien Böden. Ein Großteil der forst- und landwirtschaftlich genutzten Böden, auch der produktiven, ist jedoch schwach bis ausgeprägt skelettreich. Daher stellt sich die Frage, ob das Vorhandensein von Steinen die bisherigen Erkenntnisse und Methoden bestätigt oder in Frage stellt.
VoGELSANGER (1983) befaßte sich bereits mit einem im Untergrund stark skeletthal- tigen Boden (stark saure Moder-Parabraunerde über Schotter, Lokalform Hard,
RICHARD und LüsCHER, Band 5, in Vorbereitung). Mit den damit gesammelten me- thodischen Erfahrungen konnten in der vorliegenden Arbeit diese Untersuchungen fortgeführt werden in Richtung jener Böden, die einen hohen Skelettanteil über die ganze Profiltiefe aufweisen.
12 Zielsetzung
VoGELSANGER (1983) untersuchte einen im Untergrund stark steinigen Boden (Parabraunerde über Schotter, Lokalform Hard, RICHARD und LüSCHER, Bd. 5, in Vorbereitung). In der vorliegenden, als Fortsetzung gedachten Arbeit, wurden die Sickerverhältnisse in einem Boden mit profilumfassend hohem Skelettanteil unter- sucht. Da in einem solchen Boden die Steine sicher den Wasserhaushalt beeinflussen, wurde auch die Struktur des Bodens untersucht.
Ziele der Arbeit waren folgende:
Untersuchung der Inhomogenität und der Anisotropie eines stark steinigen Bodens anhand der Struktur, d. h. anhand der Größe, des Anteiles und der Orien- tierung des Skelettes.
- Analyse der Matrixpotentialdynamik in einem steinigen Boden während und außerhalb der Vegetationsperiode und Bestimmung der Sickerrichtung und gege- benenfalls der Sickerwassermenge. Erfassen des Einflusses der Steine auf den Wasserhaushalt.
- Entwicklung neuer und Weiterentwicklung von in skelettfreien oder -armen Böden erarbeiteten Methoden und deren Anwendung zur Untersuchung skelett- reicher Böden, wie Setzen von Tensiometern, k-Wert-Bestimmung.
Skelettreiche Böden sind in der Schweiz häufig. Viele unserer produktiven Wald- und Landwirtschaftsböden weisen einen ansehnlichen Skelettanteil auf. Methodi- sche Probleme bei der quantitativen Charakterisierung haben jedoch dazu geführt, daß skelettreiche Böden erst in letzter Zeit und nur zögernd untersucht werden. Die ständig zunehmende Beanspruchung der Umwelt und die in der Schweiz flächen- mäßig stark vertretenen skelettreichen Böden zwingen uns dazu, daß wir uns auch mit ihrem Wasser- und Stofftransport befassen.
Die Ergebnisse der vorliegenden Arbeit beziehen sich auf den beschriebenen Standort. Die Schlußfolgerungen lassen sich aber unter Beachtung allfällig veränder- ter Randbedingungen auch auf andere skelettreiche, zumindest kalkskelettreiche Böden übertragen.
2 Theoretische Grundlagen
21 Wasserbewegung im Boden 211 Wasserhaushaltmodell
Bei der Bilanzierung des Wasserhaushaltes (Abb. 1) im Boden geht es darum, die Wassermengen zu erfassen, die in das System Boden hinein- oder aus dem System Boden herausfließen. Aus dieser Differenz wird berechnet, ob im definierten Boden- kompartiment der Wassergehalt zugenommen hat, gleich geblieben ist oder abge- nommen hat. Jede Bilanz bezieht sich immer auf ein Kompartiment. Die Bilanz kann über eine bestimmte Zeitspanne oder pro Zeiteinheit berechnet werden.
Der wichtigste Zufluß ist der Niederschlag in flüssiger (Regen, Nebel, Tau) und fester (Schnee, Hagel, Reif) Form. Ein Teil der Niederschläge wird von der Vegeta- tion als Interzeption aufgefangen, wovon wiederum ein Teil als Evaporation in die Atmosphäre verdunstet , der Rest wird über den Stammabfluß dem Boden zugeführt.
Vermindert um den von der Vegetation direkt in die Atmosphäre verdunsteten Anteil, gelangt der Niederschlag auf den Boden. Ein Teil wird von der Streue in die Atmosphäre verdunstet. Dieser ebenfalls Evaporation genannte Teil ist in unserem humiden Klima gering, sofern der Boden mit Vegetation bedeckt ist. Der restliche Anteil sickert in den Boden ein.
Der Hauptanteil des in den Boden gelangten Wassers wird einerseits während der Vegetationsperiode von der Vegetation zum Aufbau von Biomasse gebraucht und über die Blätter in die Atmosphäre abgegeben (Transpiration) und andererseits durch die Tiefensickerung nach unten aus dem System weggeführt.
Bei starken Niederschlägen können in Hanglage und bei verminderter Wasserauf- nahmefähigkeit des Bodens (wegen starker Austrocknung oder Sättigung) oberfläch- liche Zu- und Abflüsse auftreten. Sie spielen auf Waldböden bei uns selten, im land- wirtschaftlichen Kulturland ab und zu eine Rolle.
Sofern die Vegetation den Wurzelraum unterschiedlich austrocknet oder infolge von stauenden, wenig durchlässigen Horizonten können laterale (unterirdische) Zu- und Abflüsse auftreten, die unterschiedliche Wasserpotentiale (Kap. 311) im Boden wieder ausgleichen. Zudem kann als Folge der Austrocknung durch die Vegetation auch Wasser aus tieferen Schichten mit höherem Wasserpotential aufsteigen. Dieser sogenannte kapillare Aufstieg tritt besonders in grundwasserbeeinflußten Böden auf, kann aber auch in solchen ohne Grundwassereinfluß vorkommen.
Zusammenfassend lassen sich für den Wald folgende Bilanzgleichungen auf- stellen:
!::..w = N'
+
ST- ETsKB - WA -TS+
KA+
(Oz - OA)+
(Lz - LA) (2.1)N = N'
+
IZ (2.2)IZ = EBM
+
ST (2.3)ET = T
+
EBM+
ET SKB Llw* = WA-TN
N'
IZ ET EBM ETsKB ST T WA
= Freilandniederschlag
= Bestandesniederschlag
= Interzeption
= totale Evapotranspiration
= Evaporation der Bäume
= Evapotranspiration der Strauch- und Krautschicht sowie des Bodens
= Stammabfluß
= Transpiration
= Wasseraufnahme durch die Wurzeln TS = Tiefensickerung
KA = kapillarer Aufstieg
02 , 0 A = oberflächliche Zu- und Abflüsse Lz, LA = laterale, unterirdische Zu- und Abflüsse Ll w = Wassergehaltsänderung im Boden
Llw* = Wassergehaltsänderung in den oberirdischen Teilen der Bäume (und der übrigen Pflanzen)
(2.4) (2.5)
In unseren Untersuchungen werden die Wassergehaltsänderungen Ll w* in den oberirdischen Teilen der Bäume nicht berücksichtigt. Daraus folgt (Gleichung 2.5), daß die Wasseraufnahme durch die Wurzeln der Transpiration entspricht.
Die Differenz zwischen Freiland- und Bestandesniederschlag wird Interzeption genannt und entspricht in dieser Arbeit der Summe des Stammabflusses und der Eva- poration durch die Bäume (Gleichung 2.3). Der Anteil des Niederschlages, der in den Boden eindringt und theoretisch den Pflanzen zur Verfügung steht, entspricht somit dem Niederschlag im Bestand N' und dem Stammabfluß ST.
212 Potentiale des Bodenwassers
Für die Beschreibung des Wassertransportes im Boden verwendet man den ther- modynamischen Ansatz. Dieser definiert in erster Linie die Bedingungen des Gleich- gewichtes, also den Zustand, den das System durch Ausgleichsvorgänge anstrebt.
Im Gleichgewicht ist die freie Energie G des betrachteten Systems minimal. Da der Boden in der Regel ein offenes System darstellt, dessen Wände imaginär und für Wärme- und Stofftransport permeabel sind, stellen der Druck, die Temperatur und die Massen der Komponenten die unabhängigen Zustandsvariablen dar. In diesem Falle ist der Inhalt an freier Energie durch die Gibbssche freie Energie G gegeben.
u
V
G = U + V· P - S · T + _L µi · mi
1=1
innere Energie (J) Volumen (m3)
p T
Druck (N/m2)
Temperatur (K)
(2.6)
totale Evapotranspiration ET
Evapo- transpi ration der Strauch- und Kraut- schicht sowie des Bodens ETsKB
Transpiration der Bäume T
Wassergehalts- änderung in den ober- irdischen Teilen der Bäume l:..w*
Freilandniederschlag N
Evaporation der Bäume EsM
Stamm- und Blatt- oberfläche
\
Stammabfluß ST
Wasseraufnahme durch die Baumwruzeln WA
1 nter- zeption IZ
Wassergehaltsänderung im Boden !:..w
Tiefensickerung TS kapillarer Aufstieg KA
Bestandes- nieder- schlag N'
oberfläch- licher Zu- und Abfluß
Üz ÜA
lateraler Zu-und Abfluß Lz
LA
Abbildung 1 Modell des Wasserhaushaltes und der Bilanzrechn1:1ng.
S Entropie (J/K) mi = Masse der i-ten Komponente (kg) µi chemisches Potential der i-ten Komponente (J/kg)
Die Thermodynamik besagt, daß sich in einem System, das nur wenig aus dem Gleichgewichtszustand entfernt wird, die unabhängigen Zustandsvariablen so verän- dern, daß dG <0 ist.
n
dG
=
VdP-SdT+
L µi dmii=l
(2.7)
Der letzte Term der Gleichung (2.7) läßt sich wie folgt aufspalten (i = 1 ~ H20):
(2.8) Das chemische Potential des Bodenwassers µH
2o entspricht der Arbeit, die pro Masseneinheit Wasser aufgewendet werden muß, um dem thermodynamischen Sy- stem Boden bei sonst konstanter chemischer Zusammensetzung (mi, i =I= 1 ~ H20) sowie bei konstanter Temperatur und konstantem Druck eine infinitesimale Menge Wasser zuzuführen:
(2.9)
Die absoluten Potentiale sind unbestimmbar, nur Veränderungen sind meßbar.
Der thermodynamische Zustand des Bodenwassers wird daher mit Wasser eines be- stimmten Referenzzustandes verglichen. Dieser Referenzzustand entspricht reinem, freiem Wasser einer Referenzlage der freigewählten Bezugshöhe O bei gegebener Temperatur und gegebenem Atmosphärendruck.
Das totale Potential <I> setzt sich aus verschiedenen Teilpotentialen zusammen.
Viele von ihnen bleiben konstant und können daher vernachlässigt werden. Die Summe der Teilpotentiale, die von Bodeneigenschaften abhängen, wird Matrix- potential genannt. Von diesen Teilpotentialen verändert sich nur das Kapillar- potential 1I'c, so daß das Kapillarpotential dem Matrixpotential W m gleichgesetzt wer- den kann. Von allen anderen durch das Bodenwasser und äußere Einflüsse gesteuer- ten Teilpotentialen ist in unserem Falle nur das Gravitationspotential Wg von Inter-
Tabelle 1 Saugspannungsklassen und Verwertbarkeit des Wassers
SK Saugspannung S Matrixpotential 'Pm Verwertbarkeit für
cmWS kPa die Pflanze
1 1- 80 0,1- 7,8 leicht entfernbares Wasser
2 80- 690 7,8- 67,6 leicht verwertbares Wasser
3 690-15 000 67,6-1470 schwer verwertbares Wasser
4 >15000 >1470 nicht verwertbares Wasser
esse. Es beschreibt die Lageenergie pro Mengeneinheit Wasser. Das totale Potential
<I> ist demzufolge die Summe aus dem Matrixpotential W m, das angenähert dem Ka- pillarpotential Wc gleichgesetzt werden kann, und dem Gravitationspotential Wg.
<I> =
w
1 =wc + wg
(2.10)Die kinetische Energie, die das Wasser durch seine Bewegung erhält, kann bei den im Boden vorkommenden sehr geringen Geschwindigkeiten des Porenwassers ver- nachlässigt werden. Ebenso bleibt die thermische Energie unberücksichtigt. Poten- tiale können mit den Dimensionen
- Energie pro Volumen, - Energie pro Masse oder
Energie pro Gewicht angegeben werden.
Die Dimension Energie pro Volumen entspricht der Dimension eines Druckes (Einheiten: 1 J/m3 = 1 N/m2 = 1 Pa= 10-5 bar= 10-2 mbar). Werden Potentiale pro Gewicht angegeben, erhalten sie die Dimension einer Länge (Einheiten: cm, m).
Das Matrixpotential wird im folgenden fast immer pro Gewicht mit der Einheit cm aufgeführt (Symbol: W mG). Häufig wird des besseren Verständnisses wegen an- stelle des (negativen) Matrixpotentiales der Begriff der (positiven) Saugspannung S gebraucht (S = -W mG, Einheit: cm Wassersäule = cm WS).
213 Ökologische Interpretation der Saugspannung
Die Saugspannung ist eine leicht verständliche Größe zur Beurteilung der Ver- wertbarkeit des Bodenwassers durch die Pflanze. Um Wasser aus dem teilgesättigten Boden aufnehmen zu können, muß die Pflanze Energie aufwenden. Je trockener der Boden ist, desto stärker ist das Restwasser gebunden, desto kleiner (negativer) das Matrixpotential und desto höher die Saugspannung. Tabelle 1 zeigt die Einteilung in Saugspannungsklassen und deren Aussage über die Verwertbarkeit des Bodenwas- sers, wobei 1 cm WS nach Labordefinition der Sättigung entspricht, 80 cm WS der Feldkapazität ( diese Saugspannung wird in gewissen Böden nach 1 bis 3 Tagen bei trockener Witterung erreicht) und 15 000 cm WS dem permanenten Welkepunkt (RICHARD et al., 1978). Die Schwellenwerte, welche die Saugspannungsklassen von- einander abgrenzen, sind bis zu einem gewissen Grad willkürlich.
214 Eindimensionale Strömung
DARCY fand 1856 für die Wasserbewegung im gesättigten, porösen Medium eine empirisch hergeleitete Gesetzmäßigkeit, deren Gültigkeit RICHARDS 1952 auf den ungesättigten Boden erweiterte. Die Gleichung lautet wie folgt:
q
=
V= -
k · grad W= -
k · 1= -
kx - 1+
ky - J+
k2 -_ _ . ( aw -:- aw -:- aw -k)
ax ay az
-
qi, j, k
Fluß (Ergiebigkeit) Filtergeschwindigkeit
Durchlässigkeitskoeffizient nach Darcy
Durchlässigkeitskoeffizienten in x-, y-und z-Richtung totales Wasserpotential
d rn aw -:- aw -:- aw -k h d 1. h G d.
gra ':t'
= -
1+ -
J+ - =
y rau 1sc er ra ientax ay az
Einheitsvektoren in x-, y- und z-Richtung
(2.11)
Die Filtergeschwindigkeit
v
stellt eine mittlere Geschwindigkeit über eine be- stimmte Querschnittsfläche dar, die sowohl feste Bodenmasse als auch Poren enthält.Sie entspricht nicht der tatsächlichen Geschwindigkeit in den einzelnen Poren. Das- selbe gilt auch für den Durchlässigkeitskoeffizienten. Das Konzept des repräsentati- ven Elementarvolumens REV berücksichtigt diesen Umstand. Die Definition folgt in Kapitel 232. Der Durchlässigkeitskoeffizient ist eine Funktion u. a. der Korngrö- ßenverteilung, der Dichte, der chemischen Zusammensetzung der festen Boden- masse und damit für jeden Boden und jeden Horizont verschieden. Der Koeffizient ist aber auch eine Funktion des Wassergehaltes bzw. des Matrixpotentiales, das heißt k = k(8) bzw. k = k(W mo). Beim abnehmenden Wassergehalt wird der Fließquer- schnitt kleiner, und ebenso fließt das Wasser in immer kleineren Poren; die großen Poren sind nicht mehr an der Wasserleitung beteiligt. Zudem wird der Weg tortuoser.
Daher nimmt der Durchlässigkeitskoeffizient k mit abnehmendem Wassergehalt bzw.
abnehmendem Matrixpotential (d. h. zunehmender Saugspannung) stark ab.
215 Kontinuitätsgleichung
Die Kontinuitätsgleichung ist die differentielle Formulierung des Satzes von der Erhaltung der Masse.
Auf den Wasserfluß im Boden übertragen, besagt die Kontinuitätsgleichung, daß die Wassermenge in einem Kontrollvolumen gleich bleibt, wenn in dieses Kontroll- volumen gleich viel Wasser hineinfließt, wie aus ihm herausfließt , und daß der Was- sergehalt zunimmt, wenn der Zufluß größer als der Wegfluß ist und umgekehrt, vor- ausgesetzt, im Boden sind keine Senken und Quellen vorhanden.
a 8
= _ (~~ + ~'h +
aqz)a t ax ay a z (2.12)
qx, qY' q2
=
Komponenten des Flußvektorsq
in x-, y- und z-RichtungDie Wassergehaltsänderung pro Zeitintervall _ ae/at ist im gesättigten Boden im- mer gleich Null, im teilgesättigten Boden nur im Falle stationärer Strömung. Die Vegetation entnimmt dem Boden mit Hilfe der Wurzeln Wasser. Dadurch entstehen
hydraulische Senken im Boden. Die Gleichung muß daher mit dem Senkenterm U (x, y, z, t) erweitert werden.
Durch Kombination des Darcy-Gesetzes (2.11) mit der Kontinuitätsgleichung (2.12) und durch Hinzufügen des Senkenterms erhalten wir die folgende Gleichung:
a e
= __i_(k
(W ) .a w ) + a (k
(W ) .a w ) +
a
ta
X x mGa
Xay
y mGa y + - a (
kz (W mG) · -aw) +
U (x, y, z, t)az az
(2.13)Die analytische Lösung von Gleichung (2.13) ist nur für vereinfachte Spezialfälle möglich.
Indem wir die notwendigen Parameter im Labor oder im Feld bestimmen und indem wir die Veränderung des Wassergehaltes und des totalen Wasserpotentiales im Verlauf der Zeit an einem gegebenen Ort unter dem Einfluß des Klimas und der Vegetation bestimmen, können wir die Gleichung (2.13) nach dem Senkenterm U (x, y, z, t) auflösen. Die Berechnung erfolgt dabei in kleinen Zeitschritten, die den Meßintervallen im Feld entsprechen.
22 Transport von Stoffen («Tracern») 221 « Tracer»
Im Kapitel 21 wurde beschrieben, wie die Richtung und die Stärke des Wasserflus- ses mit Hilfe der Potentialunterschiede im Bodenwasser und dem Darcy-Gesetz, die Wasserbilanz mit Hilfe der Kombination von Darcy-Gesetz und Kontinuitätsglei- chung bestimmt werden können. Eine andere Möglichkeit besteht darin, dem Wasser eine Substanz zuzugeben und deren Transport zu verfolgen. Bereits unter natürlichen Verhältnissen ist das Wasser mit fremden Stoffen angereichert, aus der Atmosphäre z.B. mit Kohlendioxyd. Im Boden löst es Stoffe aus dem Humus- und dem Mine- ralerdehorizont. Seit geraumer Zeit werden vom Wasser auch Abfallprodukte unse- rer Zivilisation transportiert. Künstliche wie natürliche Stoffe im Wasser reagieren untereinander und mit dem Boden. Um den Wasserweg verfolgen zu können, müssen dem Wasser Substanzen zugegeben werden, die mit dem Boden (fast) nicht reagie- ren. Solche Substanzen nennt man «Tracer». Möglich und gebräuchlich sind u. a. fol- gende:
- Farbstoffe, z.B. Rhodamin - Salze, z.B. Chlorsalze - Tritium
Farbstoffe sind vor allem in der Hydrologie gebräuchlich. In den obersten Boden- schichten sind sie problematisch, da sie mit organischen Verbindungen häufig reagie-
ren. Zudem werden die Farbstoffe von den aus den Humusstoffen stammenden Farb- stoffen überdeckt. Als Salz-«Tracer» dienen meist Chlor- und Bromsalze. Um den chemischen Wasserhaushalt möglichst wenig zu stören, sollten die Kationen des Sal- zes denen der natürlichen Bodenlösung entsprechen. Mit Tritium (radioaktivem Wasserstoff) markiertes Wasser hat den Vorteil, daß sich dieses Wasser vom gewöhn- lichen chemisch nicht unterscheidet.
222 Transportvorgänge
Wird an einer Bodensäule die zufließende Lösung plötzlich durch eine andere ersetzt ( andere Konzentration, andere gelöste Stoffe), so bewegt sich die Front der Konzentrations- bzw. Stoffänderung durch die Bodensäule (Abb. 2). Wird am Ende der Bodensäule der Ausfluß fraktionsweise aufgefangen und analysiert, so beobach- tet man sogenannte Durchbruchkurven. Bei diesem Transport werden vier Vorgänge (HILLEL, 1980) unterschieden:
- Konvektion
- molekulare Diffusion - hydrodynamische Dispersion - Adsorption und Austausch
--- -... t
Abbildung 2 Bestimmung der Durchbruchkurven im Labor c0: zufließende Lösung, c: wegfließende Lösung.
Würde nur die Konvektion (Massentransport durch das strömende Wasser) wir- ken, wäre die Konzentrationsänderung auch am Ende der Bodensäule abrupt, das heißt, die zweite Lösung würde sich wie ein Kolben durch den Boden bewegen, man würde eine treppenförmige Durchbruchkurve beobachten (Abb. 3). Der Durch- bruch erfolgt dann, wenn soviel Wasser verdrängt worden ist, wie sich in der Boden- probe befindet. Im folgenden wird dieses Volumen wassergefülltes Porenvolumen genannt. In Wirklichkeit wird die Durchbruchkurve hingegen durch Diffusion und Dispersion auseinandergezogen. Die molekulare Diffusion ist eine Folge der Kon- zentrationsunterschiede im Bodenwasser. Der schlagartige Konzentrationswechsel an der Front wird dadurch verwischt. Die hydrodynamische Dispersion ist primär eine Folge der mikroskopisch verschiedenen Fließgeschwindigkeiten und Strömungs- bahnen. In den großen Poren wandert das Wasser schneller, in den kleinen langsamer.
Dadurch wird der scharfe Konzentrationswechsel ebenfalls abgeschwächt. Die Dispersion ist abhängig von der Porengeometrie und von der Fließgeschwindigkeit.
Molekulare Diffusion und hydrodynamische Dispersion können experimentell nicht getrennt erfaßt werden. Die damit erhaltenen Durchbruchkurven zeigen folgende Eigenschaft: Wenn ein wassergefülltes Porenvolumen durch die Bodensäule geflos- sen ist, beträgt die Konzentration eines idealen «Tracers» im Ausfluß die Hälfte der Konzentration der nachfolgenden Lösung (Abb. 3). Adsorptions- und Austauschvor- gänge bewirken, daß die in Wasser gelösten Stoffe an der Bodenmatrix absobiert oder gegen andere Stoffe ausgetauscht werden. Dadurch verschiebt sich die Durch- bruchkurve. Die Lösung braucht länger, bis sie am Säulenende austritt. Anionen wie Chlorid und Bromid werden von negativ geladenen Porenwänden abgestoßen, sie werden in der Mitte der Poren und damit schneller als mit der durchschnittlichen
mit Adsorption
0 -1---..,_---.---- Ü-+---~-,...-~---=---~---
0 2 0 2 ~PV
Abbildung 3 Durchbruchkurven.
Relative Konzentration der abfließenden Lösung c/c0 (Konzentration der abfließenden Lösung c / Konzentration der zufließenden Lösung c0) in Funktion des kumulierten Abflusses
(Einheit: wassergefülltes Porenvolumen PV).
Links: nur Konvektion, sogenannter Kolbenfluß oder Kolbenhubverdrängung;
rechts: Konvektion, Diffusion und Dispersion.
Porenwassergeschwindigkeit transportiert. Diese Reaktion nennt man Anionenaus- schlußeffekt oder auch «negative» Absorption. In diesem Fall brauchen Chlorid- und Bromidionen daher weniger lang als nicht absorbierte Stoffe. Der Unterschied ist aber gering (Abb. 3).
Wird die Konzentration der zufließenden Lösung nur für kurze Zeit geändert, so bewegt sich ein Konzentrationsimpuls in die Bodensäule. Ohne Diffusion und Dispersion würde die Form der Konzentrationsschwankung gleich bleiben (Abb. 4).
In Wirklichkeit wird der Konzentrationsimpuls mit der Zeit immer mehr abge- schwächt und verbreitert. Das Maximum dieser Verteilung bewegt sich mit der durch- schnittlichen Porenwassergeschwindigkeit in die Tiefe, sofern keine Absorption statt- findet. Die Fläche unter der Kurve bleibt konstant. Wird im Feld ein zu transportie- render Stoff auf den Boden gegeben und dieser von den unregelmäßig fallenden Nie- derschlägen in die Tiefe verfrachtet, so treten genau genommen mehrere Konzentra- tionsimpulse auf.
t3
\_ nur Konvektion
Konvektion, Diffusion, Dispersion
Abbildung 4 Fortschreiten eines Konzentrationsimpulses im Boden.
Vergleich zwischen dem theoretischen Fortschreiten der Konzentration allein bei Konvektion und ihrem tatsächlichen Fortschreiten bei Konvektion, Diffusion und Dispersion.
Sofern die Evapotranspiration der Vegetation null ist, bewegt sich das Konzentra- tionsmaximum bei fehlender Adsorption um die Strecke N/8 in die Tiefe, wobei N die Niederschlagssumme und 8 den mittleren Wassergehalt des Bodens bezeichnet.
Bei einer Evapotranspiration ETbeträgt diese Strecke (N-ET)/8, sofern die gesamte Evapotranspiration an der Bodenoberfläche stattfindet. In Wirklichkeit ist die Was- seraufnahme über den ganzen Wurzelraum verteilt. Im Kapitel 8 wird die Evapo- transpiration von Kraut- und Strauchschicht berechnet, deren Wurzelraum nur bis in eine Tiefe von etwa 30 cm reicht. Der Hauptteil des Wasserkonsums findet vermutlich in den ersten 10 bis 15 Zentimetern statt. Daher wurde die vorher erwähnte verein- fachte Annahme gewählt.
23 Struktur 231 Strukturerfassung
Die Beschreibung des Bodens mit chemischen, physikalischen und biologischen Kennwerten allein ist nicht vollständig, da ein wesentlicher Teil der Bodeneigenschaf- ten, die Struktur, unberücksichtigt bleibt (HoKE, 1975). Je nach Bodenart und Ver- suchsziel ist eine mehr oder minder ausführliche Beschreibung der Struktur von Nut- zen.
Unter Struktur soll im folgenden die Anordnung von Skelett und Feinerde im vor- gegebenen Raum verstanden werden. Ziel der Strukturuntersuchung ist es, einer- seits Anisotropie und Inhomogenität eines skelettreichen Bodens möglichst objektiv zu beschreiben und mit anderen Böden vergleichbar zu machen und andererseits durch Erkennen von Korrelationen zwischen Wasserhaushalt und Struktur Hinweise zur Erfassung des Wasserhaushaltes eines solchen Bodens zu finden.
Die quantitative Analyse von Strukturen wurde im letzten Jahrhundert erstmals angewandt (geschichtliche Entwicklung siehe CYTERMANN, 1978).
Aus der Fülle der stereologischen Möglichkeiten wurden zwei Verfahren ausge- wählt: Punktanalyse und Zahl der Phasenübergänge, das heißt der Skelett/Feinerde- Übergänge. Mit der Punktanalyse wird der Anteil des Skelettes und damit die Größe des repräsentativen Elementarvolumens (Kap. 232) bestimmt. Mit der Bestimmung der Phasenübergänge kann auf die Ausrichtung des Skelettes und auf die spezifische Grenzfläche (Oberfläche pro Volumen) geschlossen werden.
Die Orientierung des Skelettes wurde mit der stereometrischen Methode der ge- richteten Sekanten für flächenhaft orientierte Grenzflächensysteme nach SALTYKOV (1974) bestimmt. Diese Methode wurde entwickelt, um die räumliche Struktur von Metallen nicht nur qualitativ zu beschreiben, sondern auch quantitativ zu beurteilen.
Um die Stärke der Orientierung zu bestimmen, wird in der Richtung der vermuteten oder erkennbaren Schichtung und senkrecht dazu die Anzahl Phasenübergänge, hier Skelett zu Feinerde, pro Längeneinheit bestimmt. In einem ungerichteten System
sind die Anzahl Phasenübergänge in allen Richtungen gleich groß. In einem gerichte- ten System hingegen ist die Anzahl Phasenübergänge in der Orientierungsachse minimal, senkrecht dazu maximal. Die Anzahl Phasenübergänge wird in mm -1 ange- geben, also Phasenübergänge pro Länge. Nach SALTYKovläßt sich ein teilweise orien- tiertes System als eine Überlagerung zweier Systeme, eines vollständig orientierten und eines isometrischen Systems, ansehen. Der Grad aP1 der Orientierung läßt sich aus dem Verhältnis der spezifischen Grenzfläche des isometrischen Systems zur ge- samten spezifischen Grenzfläche ermitteln. Die Grenzflächen werden aus den an den Schnitten erhaltenen Zahlen der Phasenübergänge mP in paralleler und ms in senk- rechter Richtung berechnet. Der Grad aP1 der Orientierung läßt sich dann wie folgt berechnen:
_ 100 · LSP1 [01] _ 100 · (m8 - mp) [o ]
Q'.pl - - --~- /0 - -- - - -~ 1/o
LSP1
+
LSis ms+
mPLSis = spezifische Grenzfläche des isometrischen Systems in mm2/mm3 LSP1 = spezifische Grenzfläche des planaren Systems in mm2/mm 3 LSis = 2 mP [mm2/mm 3]
LSP1 = ms - mP [ mm2/mm3J
(2.14)
Die gesamte spezifische Grenzfläche (Oberfläche der Steine pro Volumen) beträgt:
(2.15)
232 Repräsentatives Elementarvolumen (REV)
Der Boden ist ein poröses Medium. Er besteht aus Hohlräumen , die mit Luft und Wasser gefüllt sind, und aus fester Bodenmasse (Matrix). Physikalische wie chemi- sche Parameter nehmen ganz unterschiedliche Werte an, je nachdem, worauf sie sich beziehen. Zum Beispiel beträgt die Dichte in einer luftgefüllten Pore Null, in der anschließenden Bodenmasse dagegen entspricht sie der reellen Bodendichte , d. h.
meist rund 2,7 g/cm3 (Abb. 5). Die Funktion der Dichte des Bodens in Abhängigkeit der Koordinaten x, y, z ist nicht stetig. Dieselbe Überlegung gilt für alle anderen Bodenparameter. Auf diese Art lassen sich kaum bodenphysikalische Berechnungen ausführen.
Alle bodenphysikalischen und -chemischen Kennwerte beziehen sich daher auf ein bestimmtes Volumen. Dieses Volumen muß einerseits groß genug sein, um mikro- lokale Effekte (Pore oder Bodenmasse) auszugleichen, andererseits aber klein genug gegenüber der Inhomogenität des Bodens (vertikal: Horizonte des Bodens, Größen- ordnung: Dezimeter ; horizontal: Wechsel des Bodenprofils , Größenordnung:
Meter). Zwischen diesen minimalen und maximalen Volumen erstreckt sich ein Bereich. Verschiedene Kennwerte, wie zum Beispiel Dichte und Wasserleitfähigkeit,
