R O C ZN IK I G LEB O ZN A W C ZE T. XLIV NR 1/2 W A R SZA W A I W : 5-17
TAD EU SZ BRANDYK1, TOM ASZ BRANDYK2, KRZYSZTOF SK ĄPSK I2
OCEN A W YSOKOŚCI PODS1ĄKU KAPILARNEGO W KILKU PROFILACH MAD RZECZNYCH
1 Instytut Melioracji i Użytków Zielonych, Oddział w Bydgoszczy “ Katedra Melioracji Rolnych i Leśnych SGGW w W arszawie
W STĘP
Mady rzeczne występują na obszarach dolin rzecznych. Na ogół znajdują się na nich trwałe użytki zielone. Wspomniane gleby charakteryzują się płyt kim zaleganiem zwierciadła wody gruntowej. W gospodarce wodnej istotne znaczenie ma utrzymanie właściwego położenia zwierciadła wody gruntowej ze względu na uzupełnienie zapasu wody w strefie korzeniowej roślin przez podsiąk kapilarny. Poznanie zjawisk związanych z ruchem wody w strefie aeracji jest ważne dla właściwej regulacji stosunków powietrzno-wodnych tych gleb. Szczególne znaczenie ma intensywność zasilania i związana z nią efektywna wysokość podsiąku kapilarnego. Wysokość ta przy danych rozcho dach wody na parowanie terenowe zależy od przewodności wodnej gleby nienasyconej, która jest parametrem funkcji uzależnionym od wilgotności gleby lub od ciśnienia ssącego wody glebowej. Z uwagi na trudności występu jące przy empirycznym uzyskaniu danych określających przebieg tej funkcji, opracowano wiele metod pozwalających na jej opisanie na podstawie innych prostych do zmierzenia właściwości fizycznych i wodnych gleb.
Celem niniejszej pracy jest:
— określenie przewodności wodnej gleby nienasyconej jako funkcji ciśnienia ssącego gleby w charakterystycznych profilach mad rzecznych na podstawie standardowych pomiarów krzywej retencyjności wodnej i współczynnika fil tracji;
— określenie wysokości podsiąku kapilarnego przy różnym rozchodzie wody na ewapotranspirację w rozpatrywanych profilach glebowych.
6 T. Brandyk, T. Brandy к, К. S kąp ski
PO D S T A W Y T E O R E T Y C Z N E O K R E ŚLA N IA W Y SO K O SC I P O D SIĄ K U K A PIL A R N E G O
Ustalony przepływ wody w strefie nienasyconej gleby opisywany jest przez ogólnie znane prawo Darcy'ego. Dla jednowymiarowego pionowego przepły wu prawo to zapisane być może jako:
ą = - K ( h ) [ j ^ + 1] (1)
^dzie:
• 3 2 1
q — gęstość strumienia wody [ m *m’ vs" ],
К — przewodność wodna gleby nienasyconej [ m • s"1],
г — współrzędna pionowa [m],
h — ciśnienie wody glebowej [m].
Równanie (1) można sprowadzić do następującej postaci:
d z 1
d h 1 + q [ K ( h ) ] (2)
Następnie równanie to może być w prosty sposób rozwiązane przez roz dzielenie zmiennych i całkowanie obu stron. Rozwiązując równanie różnicz kowe (2) w przedziale pomiędzy zwierciadłem wody [h - 0] i wysokością z (gdzie ciśnienie wody glebowej wynosi /г), otrzymamy:
ę h d h
2 j 0 l + q [ K ( h ) ] [ }
gdzie:
z — wysokość, na której występuje ciśnienie wody glebowej (h) przy
ustalonej gęstości strumienia wody (q).
Dla warstwowych profilów glebowych równanie (3) przyjmuje następującą postać: N i V* r 1 n d h / -V Z = " 2 1 Vą [ K W ] ( ) П = 1 gdzie: N — liczba warstw,
hn-l, hn — ciśnienia ssące na granicach między warstwami n-1 i n.
Rozwiązanie powyższych równań różniczkowych jest możliwe przy zna- jomości jednego tylko parametru przedstawiającego zależność między prze wodnością wodną gleby nienasyconej (К) a ciśnieniem ssącym wody glebowej (h), czyli funkcji K(h). Przegląd różnych rozwiązań analitycznych i numery cznych równań (3) i (4) przedstawił Brandyk (1990).
Ocena wysokości podsiąku kapilarnego.. 7
Równanie (4) można rozwiązać numeryczne stosując następującą dyskre- tyzację:
u i
Z = 2 1 [ К ( Л Я „ ) ] (5)
1 = 1
gdzie:
m — ogólna liczba przedziałów równej wielkości,
A h — wielkość przedziału,
havi — średnia wartość ciśnienia wody glebowej w i-tym przedziale hi + hi +1
flüvi— 2
Numeryczny sposób obliczania wielkości z na podstawie równania (5) wykorzystywany jest w komputerowym programie CAPSEV, który opraco wał Wesseling (1991). Program ten wykorzystano w niniejszej pracy do praktycznych obliczeń wysokości podsiąku kapilarnego w profilach mad rzecznych.
C H A R A K T E R Y S T Y K A B A D A N Y C H G LEB
Badaniami objęto sześć profilów mad rzecznych próchnicznych z terenu Żuław delty Wisły (o różnym uziarnieniu):
□ madę średnią pylaslą na piasku luźnym (profil nr 1);
□ madę ciężką pylaslą na piasku gliniastym i utworze pyłowym (profil nr 2);
□ madę bardzo ciężką pylastą płytką na piasku gliniastym i utworze pyłowym
(profil nr 3);
□ madę bardzo ciężką pylaslą głęboką (profil nr 4);
□ madę bardzo ciężką pylastą głęboką (profil nr 5);
□ madę bardzo ciężką głęboką z cienkimi wkładkami organicznymi
(profil nr 6).
Szczegółowy opis właściwości rozpatrywanych gleb podano w pracy Bran- dyka (1988). Gleby te charakteryzują się zupełnym brakiem części szkieleto wych, stosunkowo dużą domieszką pyłu we wszystkich profilach, dużą ilością ilu koloidalnego oraz stosunkowo dużą zawartością części organicznych na wet na znacznej głębokości. W niniejszej pracy wykorzystano pomiary zdol ności retencyjnych (krzywe pF) oraz współczynnika filtracji charakterysty cznych warstw w poszczególnych profilach.
8 T. Brandyk, T. Brandyk, K. Sfofpski
M E T O D Y K A O K R E ŚL A N IA P R ZE W O D N O ŚC I W O D N EJ G LEB Y N IE N A SY C O N E J
Współczynnik przewodności wodnej przy stanie niepełnego nasycenia cha rakteryzuje prędkość przemieszczania się wody, która zależy od aktualnego uwilgotnienia gleby. Metody określania przewodności wodnej gleby nienasy conej na podstawie standardowych pomiarów współczynnika filtracji i krzywej pF opierają się zwykle na statystycznych modelach rozkładu porów (Mualem 1986). Najczęściej stosuje się model Mualema lub Burdine (van Genuchten i współaut. 1988). Van Genuchten (1980) opracował analityczny opis krzywej przewodności wodnej gleby nienasyconej wykorzystujący model Mualema (1978) i empiryczne równanie opisujące krzywą pF. Równanie van Genuch- tena (1980), opisujące krzywą retencyjności wodnej, można przedstawić w postaci:
1
1 + ( a h )n (6)
gdzie: / / i = l - —,
Se — efektywne nasycenie gleby,
ciy my n - parametry opisujące kształt krzywej retencyjności wodnej.
Efektywne nasycenie gleby definiuje się jako:
» . - f e t
gdzie:
0 - uwilgotnienie gleby,
0r — minimalne możliwe uwilgotnienie gleby,
05 — uwilgotnienie gleby odpowiadające pełnej pojemności wodnej.
Kombinacja równania (6) z modelem Mualema [3] prowadzi do następu jącej ostatecznej formy równania van Genuchtena (1980), opisującego prze wodność wodną gleby nienasyconej jako funkcję ciśnienia ssącego:
K (h ) - K s 1 +
*
— ~1
” 1 ' (7) ( 1 + | а Л Г ) ' и ( / + 2)gdzie:
K s - współczynnik filtracji,
/ - parametr glebowy, którego średnia wartość przyjmowana jest jako 0,5. Do określenia funkcji K(h) zgodnie z równaniem (7) niezbędna jest znajo mość następujących trzech parametrów: ex, n oraz Ks. Wartość parametrów a
Ocena wysokości podsiąku kapilarnego., 9
i n identyfikuje się na podstawie dostępnych danych reprezentujących stand ardowe wyniki pomiarów krzywej pF, wykorzystując do tego celu nieliniową metodę najmniejszych kwadratów.
Przykładowe wyrównanie krzywej pF równaniem van Genuchtena dla iłu zalegającego na głębokości poniżej 80 cm w profilu nr 4 przedstawiono na rysunku 1 oraz w tabeli 1. Otrzymano następujące wartości parametrów opi sujących kształt krzywej retencyjności wodnej w tym utworze glebowym: u = 0.0165, n = 1.072 oraz m - 0.0678.
Uzyskano bardzo dobrą zgodność wyrównania danych pomiarowych fun kcją van Genuchtena, ponieważ różnice między wartościami obliczonymi a
zmierzonymi nie przekraczały 1% wilgotności objętościowej.
R y s . 1. W y r ó w n a n ie w y n ik ó w p o m ia r ó w r e te n c y jn o ś c i w o d n e j - 1 w z o r e m v a n G e n u c h te n a ( 1 9 8 0 ) - 2 d la iłu z a le g a j ą c e g o n a g łę b o k o ś c i p o n iż e j 8 0 c m w p r o filu n r 4
F ig . 1. S o il m o is tu r e r e te n tio n m e a s u r e m e n t s - 1 fitte d u s in g v a n G e n u c h t e n ‘s ( 1 9 8 0 ) e q u a t i o n - 2 f o r c l a y la y e r a t th e d e p th b e l o w 8 0 c m in v e r y h e a v y a llu v ia l c la y s o il ( p r o f ile N o 4 )
10 T. Brandyk, T. Brandyk, K. Skqjyski
Tabela 1 Przykładowe wyrównanie wyników standardowych pomiarów retencyjności wodnej
gleby wzorem van Genuchtena (1980) dla iłu zalegającego na głębokości poniżej 80 cm w madzie bardzo ciężkiej (profil nr 4)
Example of the results obtained by fitting soil moisture retention curve using van Genuchten’s (1980) equation for clay layer at the depth
below 80 cm in very heavy alluvial clay soil (profile No 4)
Lp.
Ciśnienie ssące gleby Zmierzona wartość wilgotności gleby
Różnica zmierzonej i obliczonej wartości uwilgotnienia gleby
No
Soil moisture pressure head
Measured soil moisture content
Difference between measured and calculated
values o f soil moisture content [cm] [cm3*cm"3] [cm3,cm’3] 1 0.0 0.498 0.000000 2 2.5 0.496 -0.000978 3 31.6 0.483 -0.002215 4 100.0 0.460 -0.006653 5 150.0 0.454 -0.003577 6 316.0 0.441 +0.002480 7 500.0 0.428 +0.002104 8 1000.0 0.409 +0.002567 9 2500.0 0.390 +0.008950 10 15000.0 0.327 -0.007871 W Y N IK I I D Y SK U SJA
Obliczenia przewodności wodnej gleby nienasyconej wykonano dla 28 charakterystycznych warstw gleby w rozpatrywanych 6 profilach glebowych. Wyrównanie danych pomiarowych retencyjności wodnej, przedstawiających sobą wartości uwilgotnienia przy różnych ciśnieniach ssących dla każdej warstwy, przeprowadzono w ten sam sposób jak przykładowo podano dla warstwy iłu w profilu nr 4 (rys. 1, tab. 1). Określone wartości parametrów a i
Ocena wysokości podsiąku kapilarnego ., 11
wzorze van Genuchtena (1980), zastawiono w tabeli 2. Wartości parametru a zmieniały się od 0.00152 w glinie pylastej (profil nr 2) do 0.247 w piasku słabogliniastym (profil nr 1), a wartości parametru n wahały się od 1.081 w glinie ciężkiej (profil nr 6) do 1.979 w glinie średniej pylastej (profil nr 2). Analizując poszczególne wartości współczynników a i n w badanych w ar stwach w każdym z rozpatrywanych sześciu profili mad rzecznych, nie zauwa ża się widocznego związku między nimi a rodzajem grupy granulometrycznej (uziarnieniem). Należy zatem przypuszczać, że wartości parametrów a i n zależą nie tylko od tekstury, lecz w znacznym stopniu również od struktury rozpatrywanej gleby aluwialnej.
Metodę van Genuchtena (1980) z parametrami przedstawionymi w tabeli 2 wykorzystano w programie CAPSEV do obliczania wysokości podsiąku kapilar nego (z) w zależności od ciśnienia ssącego wody glebowej (h) i rozchodów wody na parowanie terenowe (q) w rozpatrywanych sześciu profilach mad rzecznych. Otrzymane jako wynik obliczeń rozkłady wartości z(h, q) przedstawiono na rysunkach 2-7. Obliczenia wysokości podsiąku kapilarnego z(h, q) przeprowa dzono dla wielkości ewapotranspiracji zmieniającej się od 0 do 9 mm#d o b a_1. Za minimalną dopuszczalną wilgotność gleby na dolnej granicy strefy korze niowej przyjęto w obliczeniach odpowiadającą ciśnieniu ssącemu h = 500 cm (pF = 2,7). W obliczeniach przyjęto również, że efektywna miąższość strefy korzeniowej gleby wynosi 20 cm, a zwierciadło wody gruntowej znajduje się na głębokości 80 cm poniżej dolnej granicy strefy korzeniowej.
Analizując rozkłady wartości z(h> ą), które dotyczą profilów mad rzecz nych podścielonych piaskiem luźnym lub słabogliniastym, można stw ier dzić, że wysokość podsiąku kapilarnego dla każdej z rozpatrywanych w iel kości ew apotranspiracji q osiąga, a nawet p rzekracza w y so k o ść 60 cm ponad zw ierc iad łe m w ody g runtow ej w profilu nr 2; o siąg a, a naw et
p rzek rac za 50 cm dla q - 1 i q = 2 mm*doba a dla wartości q od 3 do
9 mmrdoba"1 mieści się w granicach od 45 do 28 cm ponad zwierciadłem wody gruntowej w profilu nr 3; mieści się w granicach od 35 cm przy q = 1 mm*doba”ł do 20 cm przy q - 9 mirrdoba"1 ponad zwierciadłem wody gruntowej w profilu nr 1.
Przedstawione na rysunkach 5 i 6 rozkłady wartości z(hy q) odnoszą się do profilów mad rzecznych podścielonych iłem, które charakteryzują się bardzo m ałą intensywnością, a w związku z tym również niewielką w iel kością podsiąku kapilarnego dla wszystkich rozpatrywanych wielkości ew apotranspiracji q. W profilu nr 5 bowiem wysokość podsiąku kapilarnego wynosi od około 25 cm przy <7=1 m n rd o b a“1 do około 3 cm przy q - 9 m n rd o b a"1, a w profilu nr 4 dla wszystkich rozpatrywanych wielkości ew apotranspiracji zawiera się w 5 cm warstwie ponad zwierciadłem wody gruntowej. Rozkłady wartości z(h, q) w madzie bardzo ciężkiej podścielonej gliną średnią pylastą (rys. 7) dla wszystkich wartości q, z wyjątkiem q = 9 mrrrdoba"1, wysokość podsiąku osiąga, a nawet nieco przekracza wysokość 50 cm ponad zwierciadłem wody gruntowej, następnie zmniejsza się gwałtownie
12 T. Brandyk, T. Brandyk, K. Skqpski
Tabela 2 Wartości parametrów do wzoru van Genuchtena (1980) opisującego nienasyconą przewodność wodną,
określone dla rozpatrywanych profilów mad rzecznych
The values of the paramétrés required in van Genuchten’s (1980) equation describing unsaturated hydraulic conductivity determined for considered alluvial soil profiles
Nr Warstwa Grupa granulometryczna Współczynnik
filtracji, Ks Parametry
No Layer Granulation group Saturated hydraulic
conductivity, Ks Paremetrers
[cm] [m^doba'1] a n
1 0-15 glina lekka - light loam 1.122 0.00158 1.243
15-30 piasek gliniasty - loamy sand 1.084 0.00183 1.237
30-50 pisaek słabogliniasty - weakly loamy sand 0.791 0.247 1.383 50-80 piasek słabogliniasty- weakly loamy sand 0.887 0.113 1.776
>80 piasek luźny - loose sand 0.778 0.107 1.802
2 0-15 glina średnia pylasta - silty medium loam 0.151 0.00152 1.979 15-40 glina średnia pylasta - silty medium loam 0.278 0.0193 1.095 40-60 piasek gliniasty lekki - light loamy sand 0.626 0.0106 1.363
>60 pisek luźny - loose sand 0.571 0.0349 1.416
3 0-15 ił pylasty - silty clay 0.0760 0.0145 1.090
15-30 ił pylasty - silty clay 0.0510 0.00367 1.141
30-50 ił - heavy clay 0.0110 0.00335 1.121
>50 piasek słabogliniasty - weakly loamy sand 0.406 0.0521 1.390 4 0-15 glina ciężka pylasta - silty heavy loam 0.0650 0.00413 1.158 15-30 glina ciężka pylasta - silty heavy loam 0.0103 0.00516 1.151 30-50 glina ciężka pylasta - silty heavy loam 0.0141 0.0109 1.112 50-80 glina ciężka pylasta - silty heavy loam 0.00890 0.0259 1.126
>80 ił - heavy clay 0.00870 0.0165 1.072
5 0-15 ił pylasty - silty clay 0.00930 0.00361 1.160
15-30 ił pylasty - silty clay 0.00630 0.00727 1.129
30-50 ił - heavy clay 0.00710 0.0236 1.1СЮ
50-80 il pylasty - silty clay 0.00670 0.00597 1.133
>80 ił - heavy clay 0.0116 0.0113 1.118
6 0-15 glina ciężka - heavy loam 0.0370 0.0306 1.132
15-30 glina ciężka - heavy loam 0.0215 0.0205 1.081
30-50 glina ciężka - heavy loam 0.00650 0.0227 1.091
50-70 glina ciężka - heavy loam 0.0651 0.00244 1.151
Ocena wysokościpodsiąku kapilarnego... 13
nie przekraczając 5 cm w glinie ciężkiej. Może to być spowodowane stosunkowo dużą zawartością frakcji piasku, jak również substancji organi cznych.
W N IO SK I
1. Wykazano przydatność wzoru van Genuchtena (1980) do analitycznego opisu zdolności retencyjnych (krzywej pF) w profilach mad rzecznych z terenu Żuław Delty Wisły.
2. Określone metodą identyfikacji wartości współczynników a i n zmie niają się w granicach 0.00152 <a< 0.247 oraz 1.081 </i <1.979 i umożliwiają dokładny analityczny opis kształtu krzywej retencyjności wodnej wzorem van Genuchtena (1980) w madach średnich, ciężkich i bardzo ciężkich.
3. Na podstawie przeprowadzonych obliczeń wysokości podsiąku kapilar nego w 0.8 m warstwie profilów badanych mad rzecznych stwierdzono, że wysokość podsiąku kapilarnego w zależności od rozchodów wody na ewapo- transpirację zmieniała się od 20 cm do przeszło 60 cm ponad zwierciadłem wody gruntowej w profilach podścielonych piaskiem luźnym lub słaboglinia- stym. W profilach podścielonych iłem osiągała maksymalnie wysokość 25 cm ponad zwierciadłem wody gruntowej.
4. Przy regulacji stosunków wodnych w ciężkich madach rzecznych należy uwzględniać występowanie znacznego zróżnicowania w intensywności zasi lania kapilarnego strefy korzeniowej roślin i ściśle związanej z nią wysokości podsiąku kapilarnego.
LITERATURA
[1] Brandyk T., 1988: Charakterystyczne zapasy wody w niektórych madach delty Wisły. Rocz. Glebozn. 39, 1:29-40.
[2] Brandyk T., 1990: Podstawy regulowania uwilgotnienia gleb doi i nowych. Rozprawy Naukowe i M onografie nr 116, Wyd. SGGW-AR, Warszawa.
[3] Mualcni V., 1978: Hydraulic conductivity of soi I: Unified approach to the statistical m odels.Soil Sei. Am. J. 42: 392 - 395.
[4] Mualcni Y., 1986: Hydraulic conductivity of unsaturated soils. (In:) A. Klute: Methods of soil analysis, 1. Physical and mi nera logical methods. Agronomy 9 ( 1); 799-823, 2-nd ed., Am Soc. Agron. Madison, Wisconsin.
[5 ) Van Gen lichten M. Th., 1980: A closed-form equation for predicting the hydraulic conductivity of unsalurated soils. Soil Sei. Am. J. 44: 892-898.
[6] Van Genuchtcn M. Th., Koveh F., Russel W. B., Yates S. R., 1988: Direct and indirect methods
for estim ating the hydraulic properties of unsaturated soils. (In:) J. Bouma, A. K. Hregt (Eds) Proc. Int. Symp. on Land Qualities in Space and l ime. Wageningen, 22-24 Aug., The N ether lands.
[7] W esseling J . Ci., 1991: (A P S E V : steady state moisture flow theory; program description; user manual. W ageningen, SC', Report 37, pp. 51.
14 T. Brandyk, T. Brandyк> К. S kąp ski
R y s 2. O b lic z o n a w y s o k o ś ć p o d s ią k u k a p ila r n e g o z (q, li) p rz y p o ło ż e n iu z w ie r c ia d ła w o d y g r u n to w e j na g łę b o k o ś c i 8 0 c n i p o n iż e j s tr e f y k o r z e n io w e j ro ś lin w p ro filu n r 1 d la q = 0 ; 1; 3 : 5; 7; Q m n r d o b a '
F ig . 2 . C a l c u la te d h e ig h t o f c a p illa r y ris e z (q, h) fo r g r o u n d w a te r le v el a t 8 0 cm b e lo w th e r o o t z o n e in p r o f ile N o 1, fo r q = 0; 1 ; 3: 5; 7: 9 m m ч Г 1
R y s . 3. O b lic z o n a w y s o k o ś ć p o d s ią k u k a p ila r n e g o z (q, h) p rz y p o ło ż e n iu z w ie r c ia d ła w o d y g r u n to w e j na g łę b o k o ś c i 8 0 c m p o n iż e j s tr e f y k o r z e n io w e j ro ś lin w p ro f ilu n r 2 d la q = 0 ; 1; 2; 3; 5; 7; 9 m m d o b a F ig . 3. C a l c u la te d h e ig h t o f c a p illa r y rise z (q, h) fo r g r o u n d w a te r le v el a t 8 0 c m b e lo w th e r o o t z o n e in p r o f ile
Ocena wysokościpodsiąhi kapilarnego . 75
R y s 4 . O b lic z o n a w y s o k o ś ć p o d s ią k u k a p ila r n e g o z (q, h) p r z y p o ło ż e n iu z w ie r c ia d ł a w o d y g r u n to w e j n a g łę b o k o ś c i 8 0 c m p o n iż e j s tr e f y k o r z e n io w e j r o ś lin w p r o f ilu n r 2 d la q = 0 ; 1; 2 ; 3; 5; 7 ; 9 m n r d o b a ’1 F ig . 4 . C a l c u la te d h e i g h t o f c a p illa r y r is e z (q, h) f o r g r o u n d w a te r le v e l a t 8 0 c m b e lo w th e r o o t z o n e in p r o f il e
N o 2 , f o r q = 0 ; 1; 2 ; 3 ; 5 ; 7; 9 m m ч Г 1
R y s 5 . O b lic z o n a w y s o k o ś ć p o d s ią k u k a p ila r n e g o z (q, h) p r z y p o ło ż e n iu z w ie r c ia d ła w o d y g r u n to w e j n a g łę b o k o ś c i 8 0 c m p o n iż e j s tr e f y k o r z e n io w e j r o ś lin w p r o f ilu n r 3 d la q = 0 ; 1; 3; 9 m m 'd o b a '1
F ig . 5 . C a l c u la te d h e ig h t o f c a p illa r y ris e z (q, h) fo r g r o u n d w a te r le v el a t 8 0 c m b e lo w th e r o o t z o n e in p r o f ile N o 3 , f o r q = 0 ; 1; 3; 9 m m ’d"1
16 T. Brandyk, T. Brandyk, K. Ski\pski
R y s 6 . O b lic z o n a w y s o k o ś ć p o d s ią k u k a p ila r n e g o z (q, h) p r z y p o ło ż e n iu z w ie r c ia d ła w o d y g r u n to w e j n a g łę b o k o ś c i 8 0 c m p o n iż e j s tr e f y k o r z e n io w e j r o ś lin w p r o f ilu n r 4 d la q = 0 ; 1; 3 ; 5; 7; 9 m m ^ d o b a '1 F ig . 6 . C a l c u la te d h e ig h t o f c a p ill a r y r is e z (q, h) f o r g r o u n d w a te r le v e l a t 8 0 cm b e lo w th e r o o t z o n e in p r o f ile
N o 4 , f o r q = 0 ; 1; 2 ; 3; 5 ; 9 m m ч Г 1
R y s 7 . O b lic z o n a w y s o k o ś ć p o d s ią k u k a p ila r n e g o z (q, h) p r z y p o ło ż e n iu z w ie r c ia d ł a w o d y g r u n to w e j n a g łę b o k o ś c i 8 0 c m p o n iż e j s tr e f y k o r z e n io w e j r o ś lin w p r o f ilu n r 5 d la q = 0 ; 1; 3 ; 5 ; 7; 9 m m * d o b a '
F ig . 7 . C a l c u la te d h e ig h t o f c a p illa r y ris e z (q, h) f o r g r o u n d w a te r le v e l a t 8 0 c m b e lo w th e r o o t z o n e in p r o f ile N o 5, f o r q = 0 ; 1; 3; 5 ; 7 ; 9 m m ч Г 1
Ocena wysokości podsiąku kapilarnego... 17
T. BRANDYK1, T. BRANDYK2, K. SKĄPSKI2
DETERMINATION OF HEIGHT OF CAPILLARY RISE IN SOME ALLUVIAL SOIL PROFILES
1 Institute for Land Reclamation and Grassland Farming, Branch at Bydgoszcz 2 Land and Forest Reclamation Department, W arsaw Agricultural University
Sum m ary
The paper shows the results of the numerical calculations of the height and intensity* of the capillary rise using theory of the steady state water flow in the aeration zone. Unsatxirated hydraulic conductivity which is the functional parameter required in the calculations is estimated from standard soil water retention and saturated hydraulic conductivity data using three parameter equation of van Genuchten (1980). The calcula tions are performed for six characteristic alluvial soil profiles from Delta of Vistula River. The results of the calculations performed in the considered soil profiles for groundwater level depth of 80 cm below the root zone shows that the maximum height of capillary rise above the groundwater level is from 20 cm to over 60 cm in soil profiles underlayed with sands and is maximally 25 cm for soil profiles underlayed with heavy clays.
Praca wpłynęła do redakcji w marcu 1992 r.
Dr hab. Tomasz Brandyk
Katedra Melioracji Rolnych i Leśnych
Szkoła Główna Gospodarstwa Wiejskiego w Warszawwie 02-766 Warszawa, Nowoursynowska 166
