Sowohl die Menge als auch die Verfügbarkeit von Wasser (pflanzenverfügbares Wasser) im Boden ist für Pflanzenwurzeln und Bodenorganismen wichtig. Um die Menge des Wassers im Boden zu beschreiben, verwenden wir den Begriff Wassergehalt. Um das pflanzenverfügbare Wasser zu beschreiben, sprechen wir vom Wasserpotenzial. In der Thermodynamik würde man den Wassergehalt als extensive Variable und das Wasserpotenzial als intensive Variable bezeichnen. Beide werden benötigt, um den Zustand des Wassers im Boden und in den Pflanzen korrekt zu beschreiben. Neben der Beschreibung des Wasserzustands im Boden kann es auch notwendig sein zu wissen, wie schnell sich das Wasser im Boden bewegt. Hierfür müssen wir die hydraulische Leitfähigkeit kennen. Weitere wichtige Bodenparameter sind der Gesamtporenraum, die drainierte Obergrenze für das Bodenwasser und die Untergrenze des verfügbaren Wassers im Boden. Da diese Eigenschaften von Boden zu Boden stark variieren, wäre es hilfreich, Korrelationen zwischen diesen sehr nützlichen Parametern und leicht messbaren Eigenschaften wie Bodentextur und Schüttdichte herzustellen. In diesem Beitrag werden die Informationen vorgestellt, die für einfache Modelle der Bodenwasserprozesse benötigt werden.
Die Menge des Wassers im Boden wird als Wassergehalt bezeichnet. Dieser kann entweder auf Masse- oder auf Volumenbasis beschrieben werden. Der Wassergehalt auf Massenbasis ist die Masse des Wassers, das aus einer Bodenprobe verloren geht, wenn sie bei 105 °C getrocknet wird, geteilt durch die Masse des trockenen Bodens. Diese Definition ist nützlich für die Bestimmung des Wassergehalts im Labor, aber nicht besonders hilfreich für die Beschreibung der Wassermenge im Feld. Hier ist der Wassergehalt auf Volumenbasis sinnvoller. Er ist das Wasservolumen, das pro Volumeneinheit des Bodens enthalten ist. Wenn w der Wassergehalt auf Massenbasis und θ der Wassergehalt auf Volumenbasis ist, dann
wobei ρb und ρw die Schüttdichte und die Dichte des Wassers sind. Die Schüttdichte des Bodens ist die trockene Bodenmasse geteilt durch das Bodenvolumen. Die Wasserdichte beträgt 1 Mg/m3. Bei Mineralböden liegt die Schüttdichte typischerweise zwischen 1,1 und 1,7 Mg/m3. Der volumetrische Wassergehalt ist daher in der Regel größer als der Massenwassergehalt. Sie können sich θ als den Anteil des Bodenvolumens vorstellen, der von Wasser aufgenommen wird. Der Anteil, der von Feststoffen aufgenommen wird, kann aus der Schüttdichte berechnet werden
wobei ρs die Dichte der Bodenfeststoffe ist. Sie hat in der Regel einen Wert von etwa 2,65 Mg/m3. Der gesamte Porenraum des Bodens ist 1 - fs. Wenn der Boden vollständig mit Wasser gesättigt ist, ist sein Wassergehalt der Sättigungswassergehalt, ρs. Er kann aus der Schüttdichte wie folgt berechnet werden
Nicht alles Wasser im Boden ist für Pflanzen, Mikroben und Insekten gleichermaßen verfügbar. Eine Möglichkeit, das für Pflanzen verfügbare Wasser zu bestimmen, ist die Messung des Wasserpotenzials. Das Wasserpotenzial ist die potenzielle Energie pro Masseneinheit Wasser. Das Wasser im Boden wird durch Adhäsionskräfte an der Bodenmatrix gehalten, unterliegt der Anziehungskraft der Schwerkraft und enthält gelöste Stoffe, die seine Energie im Vergleich zur Energie des reinen, freien Wassers senken. Lebende Organismen müssen daher Energie aufwenden, um Wasser aus dem Boden zu entfernen. Das Wasserpotenzial ist ein Maß für die Energie pro Masseneinheit Wasser, die erforderlich ist, um eine winzige Menge Wasser aus dem Boden zu entfernen und zu einem Referenzpool aus reinem, freiem Wasser zu transportieren. Da in der Regel Energie erforderlich ist, um Wasser zu entfernen, ist das Wasserpotenzial in der Regel eine negative Größe. Für die potentielle Energie pro Masseneinheit sind die Einheiten des Wasserpotentials J/kg. Die Energie pro Volumeneinheit wird in J/m3 oder N/m oder Pa angegeben. Wir bevorzugen J/kg, aber häufig wird das Wasserpotenzial auch in kPa oder MPa angegeben. Ein J/kg ist numerisch fast gleich 1 kPa.
Während viele Faktoren das Wasserpotenzial beeinflussen, ist der wichtigste in einem biologischen Kontext in der Regel das Matrixpotential. Es entsteht durch die Anziehungskraft der Bodenmatrix auf Wasser und ist daher stark von den Eigenschaften der Matrix und der Menge des Wassers in der Matrix abhängig. Sehen Sie sich das Video an, um zu erfahren, wie es funktioniert.
Abbildung 1 zeigt typische Feuchtigkeitsabgabekurven oder Feuchtigkeitscharakteristiken für Sand-, Schluff- und Tonböden. Tone senken aufgrund ihrer kleineren Porengröße und größeren Partikeloberfläche das Wasserpotenzial bei einem bestimmten Wassergehalt stärker als Sande und Lehmböden. Feuchtigkeitsmerkmale wie in Abbildung 1 sind linear, wenn der Logarithmus des Wasserpotenzials als Funktion des Logarithmus des Wassergehalts aufgetragen wird. Die Gleichung, die diese Kurven beschreibt, lautet
wobei ψm das Matrixpotential, θ der volumetrische Wassergehalt, ψe das Lufteintrittspotential des Bodens und b eine Konstante ist. Das Lufteintrittspotential und der Sättigungswassergehalt werden manchmal zu einer einzigen Konstante, a, zusammengefasst und ergeben
also
Das Lufteintrittspotenzial und der b-Wert hängen von der Textur und Struktur des Bodens ab. Die Bodentextur kann durch den Namen einer Texturklasse, wie z.B. Schlufflehm oder feiner sandiger Lehm, als Fraktionen von Sand, Schluff und Ton oder als mittlerer Partikeldurchmesser und Standardabweichung der Partikeldurchmesser angegeben werden. Letzteres ist für die Bestimmung der hydraulischen Eigenschaften am nützlichsten. Wir werden die Schüttdichte oder den gesamten Porenraum als Maß für die Bodenstruktur verwenden.
Shiozawa und Campbell (1991) geben die folgenden Beziehungen für die Umrechnung von Messungen des Schluff- und Tonanteils in den geometrischen mittleren Partikeldurchmesser und die Standardabweichung an
und
wobei mt und my die Anteile von Schluff und Ton in der Probe sind, dg der geometrische mittlere Partikeldurchmesser in µm und σg die geometrische Standardabweichung ist.
Die Beziehungen zwischen den hydraulischen Eigenschaften und der Bodentextur und -struktur sind derzeit recht unsicher, auch wenn auf diesem Gebiet viel geforscht wurde. Im Folgenden finden Sie Gleichungen, die teilweise aus der Theorie und teilweise durch empirische Anpassung von Datensätzen aus einer Reihe von Standorten abgeleitet wurden. Die Abhängigkeit des Lufteintrittspotenzials von der Textur und der Schüttdichte kann berechnet werden aus
wobei θs der Gleichung 3 und dg der Gleichung 6 entstammt.
Der Exponent b kann geschätzt werden aus
Tabelle 1 listet die zwölf Texturklassen von Böden auf und gibt die ungefähren Schluff- und Tonanteile für die Mitte jeder Klasse an. Sie zeigt dann die Werte für dg, σg, ψe und b für jede Klasse.
Bei einem hohen Wassergehalt bewegt sich das Wasser schnell durch den Boden, vor allem aufgrund der abwärts gerichteten Schwerkraft und der hohen hydraulischen Leitfähigkeit des nahezu gesättigten Bodens. Wenn das Wasser jedoch aus dem Boden abfließt, nimmt die hydraulische Leitfähigkeit schnell ab und die Geschwindigkeit der Bewegung verlangsamt sich. Die Abwärtsbewegung des Wassers unter dem Einfluss der Schwerkraft wird bei Wasserpotenzialen zwischen -10 und -33 J/kg sehr gering. Wasser mit einem Potenzial unterhalb dieser Werte wird daher in der Wurzelzone gehalten und steht der Pflanze zur Aufnahme zur Verfügung (pflanzenverfügbares Wasser). Der Wassergehalt bei einem Matrixpotential zwischen -10 und -33 J/kg (-10 für Sande; -33 für Tone) ist der Feldkapazitätswassergehalt(θfc) oder die entwässerte Obergrenze. Dies ist der Wassergehalt, den man erwarten würde, wenn ein Bodenprofil durch einen starken Regen oder eine Bewässerung nass geworden wäre, abgedeckt und zwei oder drei Tage lang stehen gelassen würde. Mit anderen Worten, es ist der höchste Wassergehalt, den man in der Regel in einem Ackerboden erwarten würde, es sei denn, es wird sofort Wasser hinzugefügt.
Die Werte des Wassergehalts bei -33 J/kg wurden unter Verwendung von Gleichung 4 für jede der Texturen berechnet, wobei ρs = 0,5 angenommen wurde, und sind in Tabelle 1 aufgeführt.
| Textur | Schlick | Lehm | dg(μm) | σg | ψe (J/kg) | b | ks (kg s m-3) |
θ-33 (m3m-3) |
θ-1500 (m3m-3) |
θav (m3m-3) |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Sand | 0.05 | 0.03 | 210.96 | 4.4 | -0.34 | 1.6 | 0.00211 | 0.03 | 0.00 | 0.03 |
| Lehmiger Sand | 0.12 | 0.07 | 121.68 | 8.7 | -0.45 | 2.7 | 0.001217 | 0.10 | 0.02 | 0.08 |
| Sandiger Lehm | 0.25 | 0.10 | 61.62 | 12.2 | -0.64 | 3.7 | 0.000616 | 0.17 | 0.06 | 0.11 |
| Sandiger Lehm-Lehm | 0.13 | 0.27 | 25.14 | 28.6 | -1.00 | 7.7 | 0.000251 | 0.32 | 0.19 | 0.12 |
| Lehm | 0.40 | 0.18 | 19.81 | 16.4 | -1.12 | 5.5 | 0.000198 | 0.27 | 0.14 | 0.14 |
| Sandiger Lehm | 0.07 | 0.40 | 11.35 | 40 | -1.48 | 11.0 | 0.000113 | 0.38 | 0.27 | 0.11 |
| Schlufflehm | 0.65 | 0.15 | 10.53 | 9.6 | -1.54 | 5.0 | 0.000105 | 0.27 | 0.13 | 0.14 |
| Schlick | 0.87 | 0.07 | 9.12 | 4.1 | -1.66 | 4.1 | 9.12e-05 | 0.24 | 0.10 | 0.15 |
| Lehm Lehm | 0.34 | 0.34 | 7.09 | 23.3 | -1.88 | 8.4 | 7.09e-05 | 0.36 | 0.23 | 0.13 |
| Schluffiger Tonlehm | 0.58 | 0.33 | 3.34 | 11.4 | -2.73 | 7.7 | 3.34e-05 | 0.36 | 0.22 | 0.14 |
| Schluffiger Lehm | 0.45 | 0.45 | 2.08 | 13.9 | -3.47 | 9.7 | 2.08e-05 | 0.40 | 0.27 | 0.13 |
| Lehm | 0.20 | 0.60 | 1.55 | 23.0 | -4.02 | 12.6 | 1.55e-05 | 0.42 | 0.31 | 0.11 |
Beachten Sie, dass Sande bei der Feldkapazität nur wenige Prozent Feuchtigkeit abgeben, während feiner strukturierte Böden Wassergehalte von über 0,3 m3m-3 aufweisen können. Alle Wassergehalte der Feldkapazität liegen jedoch weit unter der Sättigung. Die in der Tabelle angegebenen Werte müssen möglicherweise angepasst werden, damit sie den Gegebenheiten auf dem Feld entsprechen, da die Schüttdichte in der Regel von der Textur abhängig ist. Sande haben tendenziell eine hohe Schüttdichte (1,6 Mg/m), während feiner strukturierte Böden tendenziell eine geringere Schüttdichte aufweisen. Permanenter Welkepunkt (PWP) bedeutet nicht, dass die Pflanze durch Wasserpotentiale in diesem Bereich getötet wird. Es bedeutet, dass sich die Pflanze nicht vom Welken erholt, wenn kein Wasser zugeführt wird. Viele Arten sind in der Lage, dem Boden Wasser bis zu einem Wasserpotenzial von deutlich unter -1500 J/kg zu entziehen, und ein rascher Wasserentzug aus dem Boden führt dazu, dass einer Pflanze, die bei einem Potenzial von deutlich über -1500 J/kg gehalten wird, kein Wasser mehr zur Verfügung steht. Der Wert liefert jedoch eine ungefähre Untergrenze für den Wassergehalt des Bodens, aus dem die Pflanzen Wasser entziehen. Die Werte für θpwp sind auch in Tabelle 1 für θs= 0,5 angegeben.
Das pflanzenverfügbare Wasser ist definiert als das im Boden enthaltene Wasser zwischen der Feldkapazität und dem permanenten Welken. Diese Werte sind ebenfalls in Tabelle 1 aufgeführt. Die Werte sind für grob strukturierte Böden niedrig, für andere Bodentexturen jedoch recht einheitlich, auch wenn die Werte für die Feldkapazität und den permanenten Welkepunkt stark variieren. Bei der Verwendung der in der Tabelle angegebenen Werte ist jedoch Vorsicht geboten.
Da sowohl die Feldkapazität als auch der permanente Welkepunkt aus grundlegenden Bodenparametern berechnet werden können, ist es naheliegend, dass sie miteinander korrelieren. Abbildung 2 zeigt den permanenten Welkwassergehalt für alle zwölf Texturklassen in Abhängigkeit vom Wassergehalt der Feldkapazität. Die Korrelation ist gut, und die Daten werden durch ein Polynom zweiter Ordnung gut angepasst. Das praktische Ergebnis ist, dass man nur die eine oder die andere dieser Variablen kennen muss und die andere aus der Beziehung zwischen den beiden ermittelt werden kann.
Die Wassergehalte von -33 und -1500 J/kg (1/3 und 15 bar) sind oft aus Bodenuntersuchungsdaten verfügbar. Wenn sie bekannt sind, können wir a und b in Gleichung 5.5 finden. Wenn Sie beide Seiten von Gleichung 5.5 logarithmieren, erhalten Sie ln ψm = ln a-b ln θ. Wenn Sie θfc = 33 und θpwp = 1500 und die entsprechenden Wassergehalte einsetzen (verwenden Sie positive Zahlen für ψm, wenn Sie logarithmieren; Sie können nicht den Logarithmus einer negativen Zahl nehmen), erhalten Sie zwei Gleichungen mit zwei Unbekannten, b und a, die Sie gleichzeitig lösen können, um die beiden Parameter zu erhalten
Achten Sie darauf, dass die von Ihnen verwendeten Werte für θfc und θpwp volumetrische Wassergehalte sind. Bei den meisten Labordaten handelt es sich um Wassergehalte auf Massenbasis, da sie durch Trocknen im Ofen gemessen werden. Wenn es sich um Wassergehalte auf Massenbasis handelt, wandeln Sie sie mit Hilfe der Schüttdichte und Gleichung 1 in Wassergehalte auf Volumenbasis um, bevor Sie sie zur Berechnung von a und b verwenden. Manchmal liegt nur eine Schätzung des verfügbaren Wassergehalts eines Bodens vor. In diesem Fall können wir b hinreichend genau schätzen, um trotzdem einen Wert für a zu finden. Lassen Sie θav = θfc - θpwp, den verfügbaren Wassergehalt (pflanzenverfügbares Wasser) für den Boden sein. Wir können Gleichung 5 umstellen und erhalten
Wenn wir keine anderen Informationen haben, um den Wert für b anzugeben , nehmen wir einen Wert von 5 an. Dies ergibt a = 637θ5av. Wenn wir die Werte für a und b kennen, können wir Gleichung 5 verwenden, um θfc und θpwp zu ermitteln. Eine Schätzung des lufttrockenen Wassergehalts, den wir in Modellen für die Verdunstung von Bodenoberflächen benötigen, ergibt sich aus
Sowohl der Wassergehalt als auch das Wasserpotenzial können mit METER Bodensensoren kontinuierlich und einfach gemessen werden. Das WP4C misst das Wasserpotenzial im Labor und kann zur Vorhersage des permanenten Verwelkungspunkts verwendet werden. METER bietet auch eine Reihe anderer Feld- und Laborforschungsinstrumente an, die die hydraulische Leitfähigkeit und die Bodentextur messen. Sehen Sie sich das Video an, um zu sehen, wie unsere Laborinstrumente zusammenarbeiten, um die hydraulischen Eigenschaften des Bodens zu charakterisieren.
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1. Campbell, Gaylon S. Soil physics with BASIC: transport models for soil-plant systems. Vol. 14. Elsevier, 1985. Link zum Buch.
2. Shiozawa, S., und G. S. Campbell. "Über die Berechnung des mittleren Partikeldurchmessers und der Standardabweichung von Sand-, Schluff- und Tonfraktionen". Soil Science 152, no. 6 (1991): 427-431. Artikel-Link.
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