RYSZARD BARANOWSKI
POLOW E METODY OZNACZAN IA W ILGOTNOŚCI GLEBY
Zakład Uprawy Roli i Roślin IUNG w Laskowicach Oławskich
WSTĘP
R anga funkcji, jakie spełnia w oda w życiu rośliny, spraw ia, że gospo d a rk a w odna stanow i w ęzłow e zagadnienie racjo n aln ej u p raw y roli i ro ś lin. W celu zabezpieczenia u p raw ia n y m roślinom o ptym alnej ilości w ody sto su je się różne zabiegi upraw o w e i agrom elioracyjne, p rzy czym o ich skuteczności w n io sk uje się najczęściej na podstaw ie przeprow adzanych okresow o pom iarów w ilgotności gleby. O bserw acje d ynam iki w ilgotności są niezbędne w e w szystkich dośw iadczeniach zw iązanych tem atyczn ie z gospodarką w odną, a szczególnie takich, gdzie stopień w ilgotności gleby w pły w a w isto tn y sposób na plonow anie u p raw ian y ch roślin.
D ecydująca większość znan y ch obecnie m etod m ierzenia w ilgotności gleby polega na pobieraniu p róbek glebow ych i oznaczaniu w nich za w a r tości w ody, p rzy czym czynności z ty m zw iązane w ykonyw ane są bezpo średnio w polu lub częściej w lab orato rium . C h a ra k te ry sty k ę m etod ozna czania w ilgotności w próbkach glebow ych p odają różni autorzy, m iędzy inn ym i K r ó l i k o w s k i [18], T e r l i k o w s k i i in. [36], P o p o w [26], M a j b o r o d a [19], van d e r M a г e 1 [22] i inni. M etody należące do tej grupy, zwłaszcza m etoda suszarkow a, w y k azu ją znaczny stopień d okład ności, lecz zw iązane są z n aruszeniem s tru k tu ry gleby, a o trzy m an e w y niki odnoszą się do m ałych pod w zględem m asy p róbek glebow ych, co po ciąga za sobą konieczność w ykonyw ania pom iarów w w ielu pow tórzeniach w celu zapew nienia rep re z en ta ty w n ej sta ty sty k i. M etody próbkow e są z re g u ły pracochłonne, a poza ty m nie sp ełn iają należycie swego zadania w p rzy p ad k u b ad ań d y n am ik i w ilgotności gleby. O granicza to m ożliwość stosow ania ich w dośw iadczalnictw ie upraw ow ym . D odatkow ym m an k a m en tem je st to, że w y nik i o trz y m u je się w p ro cen tach ciężaru. P rzelicze nie ich na pro cen ty objętości w ym aga pob ierania prób ek glebow ych o nie naruszonej stru k tu rz e , co je s t z reg u ły niem ożliw e do przeprow adzenia
170 R. Baranowski
w okresie w egetacy jn y m . P o b ieran ie wzorców glebow ych z zachow aniem n a tu ra ln e j s tru k tu ry w iąże się bow iem z koniecznością w ykon yw an ia licz nych i odpow iednio głębokich odkryw ek, k tó re zniszczyłyby część roślin i zniekształciły w te n sposób w y niki dośw iadczenia. Istn ieją w praw dzie specjaln e św id ry um ożliw iające pobieran ie próbek glebow ych bez n a ru sz a nia ich s tru k tu ry , lecz możliwość ich stosow ania jest pow ażnie ograniczo na. G leba przesuszona staw ia bow iem duże opory p rzy w k ręcan iu św idra, a obecność części szkieletow ych uniem ożliw ia w ycięcie nie naruszonego wzorca [31].
Do drugiej g ru p y zaliczyć m ożna te m etody, k tó re pozw alają oznaczać w ilgotność bez p obierania próbek, p rzy czym p om iary m ogą być p rze p ro w adzane w sposób ciągły, tj. dow olną ilość razy w ustalo ny ch p u n k tach pola. U rządzenia pom iarow e, o ile nie są to p rzy rząd y przenośne, zain sta low ane są w ściśle określonych p u n k tac h pola, a sam pom iar sprow adza się do odczytyw ania danych na skali p rzy rząd u lub przenośnego m iernika.
M etody te o p ierają się na różnych zjaw iskach fizycznych, u w a ru n k o w an ych obecnością w glebie zm iennych ilości w ody. Do tak ic h zjaw isk n a leży przew odnictw o elektryczne, przew odnictw o cieplne, siła ssąca gleby, spow alnianie neutron ó w przez ją d ra wodorowe, zm ienność stałej d ielek try cznej, przew odnictw o fal elektrom agnetycznych, gęstość elektronów , b arw a gleby i inne.
W iele sposobów polowego oznaczania w ilgoci glebow ej nie znalazło szerszego zastosow ania w p rak ty ce. Do m etod, k tó re ze w zględu na sw oje z alety zn ajd u ją obecnie zastosow anie w p rak ty c e dośw iadczalnictw a ro l niczego, należą: m etoda e lek tro m etry czn a (oporowa), m etoda sond porow a tych, m etoda ten sjo m etry czn a i m etoda n eutronow a.
METODA ELEKTROMETRYCZNA
M etoda oznaczania w ilgotności gleby przez m ierzenie jej oporu elek trycznego zaproponow ana została w 1897 r. przez W h i t n e y a, G a r d - n e r a i B r i g g s a [40]. Zasada pom iaru sprow adza się do m ierzenia oporu elektrycznego m iędzy dw iem a m etalo w ym i elektrodam i, um iesz czonym i w glebie na odpow iedniej głębokości, w odległości od k ilk u do k il k u n a stu cen ty m etrów od siebie. Na pow ierzchnię gleby w yprow adzone są d w a przew odniki, do k tó ry c h dołącza się p rzenośny m iern ik elektryczn y ty p u m ostka W h eatsto n e’a, p rzy czym odczytów w ilgotności dokonuje się na podstaw ie przeprow adzonych w polu pom iarów k alib racy jn y ch . W celu określenia zależności m iędzy m ierzonym oporem R i w ilgotnością gleby W stosuje się najczęściej podany przez G a rd n e ra w zór W a = c«R_1, gdzie a i с oznaczają w ielkości stałe zależne od u k ład u pom iarow ego i rodzajów
ośrodka. N ależy dodać, że p o m iary przep row ad zane p rzy użyciu p rą d u s ta łego obarczone są błędam i w sk u te k zachodzącej polaryzacji elek tro d i d la tego m iern ik i m uszą być w yposażone w g e n e ra to ry p rąd u zm iennego, co k o m plik u je nieco budow ę p rzy rząd u pom iarow ego.
M imo różnych m odyfikacji i ulepszeń m etoda oporow a nie znalazła szerokiego zastosow ania, gdyż, jak się okazało, przew odnictw o elek try czne gleby zależy nie tylk o od zaw artości wody, lecz rów nież od w ielu in nych czynników , a przede w szystkim od stężenia jonów w roztw orze glebow ym i od te m p e ra tu ry . B łąd w y n ik a ją c y ze zm ian te m p e ra tu ry m oże być w p ew nym stopniu w yelim inow an y przez uw zględnienie odpow iednich po praw ek. W ty m celu m usi być w pobliżu elek trod zainstalo w any te rm o m etr, pozw alający rów nocześnie z odczytem oporności oznaczać tem p e ra tu rę gleby. P o p raw k i na te m p e ra tu rę w zakresie od 0 do 30°C w ynoszą w edług V e 11 e r 1 e i n a od 2,2 do 2,9'% na 1°C [38].
N ajpow ażniejszym m an k am en tem m etody elek tro m etry czn ej je st za leżność w yników od stężenia elek tro litó w w w odzie glebow ej. Stw ierd zo no dośw iadczalnie, że n aw et nieznaczne zm iany w zaw artości soli w roz tw orze glebow ym pow odują duże zm iany w oznaczaniu w ilgotności [4]. Z jaw isko to w p ły w a zdecydow anie n eg aty w n ie na p rzydatność m etody, szczególnie p rzy w yznaczaniu w ilgotności po letek dośw iadczalnych, gdzie stosow anie w ysokich daw ek naw ożenia m ineralnego pow oduje duże w a han ia okresow e składu i k o n cen tracji elektro litów glebow ych. Znaczne ■ błędy w y n ik a ją rów nież ze zm ian oporności na sty k u elek tro da — ziem ia. W tra k c ie w ysych ania bądź naw ilżania gleby w y stę p u ją procesy osiada nia lub pęcznienia roli, k tó re pow odują, że k o n ta k t m iędzy elektrod am i a ziem ią, a ty m sam ym m ierzona oporność u k ład u ulega znacznym w a h a niom. D rugim czynnikiem zniekształcającym w y niki są zm iany chem iczne (np. utlen ianie) pow ierzchni elek tro d [38].
Mimo ty ch w szystkich m an k am en tó w stosow anie m etody oporow ej m o że być w pew nych w a ru n k a ch uzasadnione. V e tte rle in opisuje jej p rzy datność w stacjo n arn y ch pom iarach w ilgotności gleb leśnych. W p rze p ro w adzonych przez niego b ad an iach elektro d am i były p rę ty z nierdzew nej stali o średnicy 0,5 cm i długości 30 cm, um ieszczane w e w zajem nej odleg łości w ynoszącej 3 cm. B łąd stan d ard o w y średniej z trzech rów nolegle p ro w adzonych oznaczeń w ynosił ± 1,5% H 20 .
P ra ce nad udoskonaleniem m etody elek tro m etry czn ej prow adzili w Polsce D o b r z a ń s k i , D o m ż a ł , G l i ń s k i i M a l i c k i [10, 11, 12]. W pierw szej fazie w ypróbow ano tzw. elek trod ę naczyniow ą, w k tó re j m ie rzony był opór elek try czn y p ró bek glebow ych prasow an ych pod ciśnie niem 3 at. U zyskano bardzo dobrą dokładność w yników dla gleby piasko w ej w zakresie w ilgotności od 1 do 10%. Ś red n ia różnica 96 oznaczeń w y ko n anych sondą naczyniow ą i m etodą suszarkow ą w ynosiła 0,22% H 20
172 R. Baranow ski
[11]. W drugiej fazie skonstruow ano sondę przeznaczoną do pom iarów s ta cjonarnych, skład ającą się z dwóch elek tro d um ieszczonych ko n cen try cz nie na w spólnym k o rp usie i oddzielonych od siebie izolatorem (tzw. s ta c jonarn a elek tro d a — sonda). W yniki dośw iadczeń przeprow adzonych w w a ru n k a ch polow ych św iadczą o p rzydatności p rzy rząd u do pom iarów w il gotności w zakresie do 9% na glebie piaskow ej. Uw idocznił się jed n a k w pływ te m p e ra tu ry , sygnalizujący konieczność stosow ania odpow iednich popraw ek. Ś red nie odchylenie w yników o trzy m anych m etodą oporową od w yników uzyskanych za pom ocą m etody suszarkow ej w ynosiło w w y m ie nionym zakresie ok. 17% [10, 12].
METODA SOND POROWATYCH
Pow ażnym źródłem błędów m etody oporow ej je st b ra k stabilnego k o n ta k tu m iędzy glebą i pow ierzchnią elektrod. P ro b lem te n został rad y k a ln ie rozw iązany przez um ieszczenie elek tro d na stałe w bloku m a te ria łu p oro watego, na przy k ład gipsu. E lek tro d y otoczone m ate ria łe m po ro w atym stanow ią całość, czyli tzw. sondę porow atą, k tó rą zakopuje się w glebie, gdzie n asiąka w ilgocią w stopniu zależnym od siły ssącej otaczającego ośrodka. Na pow ierzchnię gleby w yprow adzone są dw a przew odniki, m ię dzy k tó ry m i m ierzy się opór elek try czn y sondy, p rzy jm ow an y za m iarę siły ssącej lub w ilgotności gleby. A u to ram i m etody są am ery k ań scy b a d a c z e — B o u y o u c o s i M i c k [8].
Do w y ro b u sond używ ane są najczęściej różne odm iany gipsu (np. a la baster), w łókno szklane i nylon, n ato m iast elek tro d y w y k o n u je się z n ie rdzew nej stali w postaci p rętó w lub siatek. W celu przedłużenia trw ałości bloczki gipsow e są im p reg n ow an e żyw icą nylonow ą rozpuszczalną w alko holu [14]. O dczyty oporności w y k o n u je się za pom ocą m ierników ty p u m ostka W h eatsto n e’a, p racu jący ch w obwodzie p rąd u zm iennego w celu w yelim inow ania zjaw iska polary zacji elektrod.
Bloczki oporowe w zależności od rod zaju przeprow adzonej k a lib rac ji m ogą służyć do oznaczania w ilgotności lub siły ssącej gleby. W pierw szym p rzy p ad k u skalow anie przeprow adza się najczęściej w w a ru n k a ch polo w ych, p orów nując w skazania m iern ik a z w ilgotnością p obieranych p róbek glebow ych. W dru gim p rzy p ad k u p om iary k a lib rac y jn e w ykonyw an e są w lab o rato riu m za pom ocą p ły ty p orow atej w zak resie siły ssącej do ok. 1 a t i a p a ra tu ry m em bran ow ej dla ciśnień pow yżej 1 at.
Do bezspornych zalet m eto d y zaliczyć należy taniość, pro sto tę budow y sond, łatw ość ich instalo w ania i dokonyw ania odczytów. Jed n ak że m etoda sond poro w atych m a szereg m ankam entów , k tó re ograniczają jej stoso w anie. W skrócie m ożna je przedstaw ić następująco.
— Sondy p o ro w ate m ają ograniczony zakres pom iarow y. Bloczki gipso w e re a g u ją na zm iany w ilgotności, gdy siła ssąca przekracza w artość 0,23-0,47 a t [25]. Sondy nylonow e n ato m iast re a g u ją dobrze w zakresie m ałych sił ssących, lecz w y k azu ją niedo stateczną czułość p rzy p o ten cjale h y d rau liczn y m pow yżej 1 a t [7].
— K ażdy ty p sondy w y k azu je w m niejszym lu b w iększym stopniu zjaw isko histerezy, co oznacza, że krzy w e k a lib rac ji m ają różny przebieg w zależności od tego czy p om iary w yko ny w an e są w procesie naw ilżania bloczków, czy ich osuszania [15, 30]. Z w racają na to uw agę В o u r g e t i w spó łau to rzy [7].
— Stosow anie sond porow aty ch na różnych glebach w ym aga sporzą dzania oddzielnych k rzy w y ch k a lib rac ji dla każdej gleby. Sondy w y ra biane se ry jn ie w yk azu ją różnice w p rzew odnictw ie p rąd u i dlatego w y stę p u je konieczność ścisłej selekcji w celu w yelim inow ania egzem plarzy o dbiegających od sta n d a rd u bądź indyw idualnego cechow ania każdej son dy. W tra k c ie eksploatacji bloczki, zwłaszcza gipsowe, zm ieniają sw oje w łaściw ości elektryczne, czego n astęp stw em są w zrastające odchylenia od przeprow adzonej k a lib rac ji (calibration drift). W edług H a i s e g o [14] odchylenia te m ogą powodow ać w ciągu jednego sezonu użytkow ania p rzy rządów b łąd w pom iarach siły ssącej, sięgający 1 at.
— Przew odnictw o elektry czne sond zależy od w ielu ubocznych czyn ników, a przede w szystkim od te m p e ra tu ry i zaw artości soli w roztw orze glebow ym . N ajm niejszą w rażliw ość na zm iany w stężeniu elektrolitó w glebow ych w y k azu ją bloczki gipsowe, co tłum aczy się tym , że m ierzenie oporności odbyw a się w w a ru n k a ch nasycenia ro ztw o ru siarczanem w a p nia [15, 35, 39].
D okładność sond p o ro w aty ch zależy od różnych czynników i z tego w zględu tru d n o jest ściśle określić w ielkość błędów pom iarow ych. Z p u n k tu w idzenia dokładności pom iarow ej korzy stniejsze jest przyjm ow an ie oporu elektrycznego sond jako m iary nie wilgotności, lecz siły ssącej gle by. W ynika to z założenia, że odczyty oporności w yko ny w ane są w w a ru n kach rów now agi siły ssącej bloczka i gleby, n ato m iast w ilgotność je st w iel kością w tó rn ą, zależną od siły ssącej gleby. Z c h a ra k te ry s ty k i podanej przez P e r r i e r a i M a r s h a [25] w ynika, że w spółczynnik k o relacji m iędzy oporem i siłą ssącą bloczków w y k on an ych z różnych odm ian gipsu w aha się od 0,70 do 0,98. B adania przydatności om aw ianej m eto dy p rze
prow adzał m .in. J a w o r s k i stosując w dośw iadczeniach polow ych
bloczki nylonow e i gipsow e ty p u Bouyoucosa. W yliczone w spółczynniki ko relacji m iędzy przew odnictw em elek try czn ym om aw ianych typów sond i w ilgotnością pob ierany ch okresow o pró b ek glebow ych w ynosiły od 0,70 do 0,91, a m aksym aln y błąd pom iarow y w p o rów naniu z m etodą suszarko- wą w ynosi 2,41% w ilgotności objętościow ej [16].
174 R. Baranowski
Zasada p o m iaru w ilgotności gleby m etodą sond poro w atych b y ła p rze d m iotem k ry ty czn ej analizy dokonanej przez P r z e s t a l s k i e g o [27], k tó ry uzasadnił teoretycznie, że przew odnictw o elek tryczn e ty ch u rz ą dzeń nie może być m iarą zaw artości w ody w glebie ze w zględu na różnice sy stem u kapilarnego sondy i gleby. O pinię tę w y d a ją się częściowo po tw ierdzać p race dośw iadczalne V e t t e r l e i n a [39], k tó ry ch w y nik i d a w ały duże rozproszenie p u n k tó w pom iarow ych i w skazyw ały na b rak fu n k cjon aln ej zależności m iędzy oporem elek try czn y m sond i w ilgotnością gleby. Mimo to stanow iły one podstaw ę do w nioskow ania o przebiegu zm ian w w ilgotności b ad anych obiektów , co p rzy p isu je a u to r istn ien iu p r ą
dów zew n ętrzn y ch (błądzących).
W w yznaczaniu w ilgotności m etodą ten sjo m e try c z n ą w y k o rzy stu je się zjaw isko siły ssącej gleby, a p rzy rząd służący do m ierzenia tej w łaściw ości fizycznej nazyw a się tensjo m etrem . Składa się on z ceram icznego ku b k a w ypełnionego w odą i dołączonego m an o m e tru rtęciow ego lub m etalow ego (rys. 1). Zależnie od w ielkości p o ten cjału hydraulicznego (siły ssącej gleby)
METODA TENSJOMETRYCZNĄ
Rys. 1. Schem at tensjom etru produkcji ZD Biebrza 1 — k u b ek p o ro w a ty , 2 — od p o w ietr zn ik , 3 — m a n o m etr r tę c io w y Schem e of the tensiom eter produced at the Exp. Station Biebrza
1 — p orous cup, 2 — purger, 3 — m ercu ry m a n o m eter
woda przed o staje się z k ubk a do gleby lu b odw rotnie, co pow oduje zm ia ny ciśnienia w ten sjo m etrze, odczytyw ane bezpośrednio ze skali m ano m etru . T en sjo m etr je st p rzy rząd em czułym , p ro sty m w budow ie i łatw y m
do instalow ania. O dczyty nie w y m ag ają specjalnych m ierników , koniecz nych p rzy stosow aniu innych m etod. Dzięki ty m zaletom m etoda ten sjo - m etry czn a szybko się rozpow szechniła i dzisiaj stosow ana je s t na całym świecie.
D ziałanie te n sjo m e tru je st zależne od ciśnienia atm osferycznego i d la tego górna granica zasięgu pom iarow ego rów na jest, teo retyczn ie biorąc, 1 at. W p rak ty c e jest ona niższa i w ynosi m ak sy m alnie 0,85 a t (przy w ięk szych siłach ssących do ku b k a p rzed o staje się pow ietrze i przy rząd p rze staje praw idłow o działać). Oznacza to, że pom iary ten sjo m etry czn e obej m u ją niew ielki fra g m en t (0,0-0,85 at) in teresu jąceg o rolników zakresu sił ssących, k tó ry w ynosi od 0, tj. pełnego w ysycenia gleby wodą, do ok. 15 at, tj. p u n k tu trw ałeg o w iędnięcia. N ależy w szakże zaznaczyć, iż te n sto su n kowo w ąski zakres m a najw iększe znaczenie, szczególnie w p rzy p ad k u sztucznego deszczow ania pól.
T en sjo m etr je st przyrządem bardzo czułym , co um ożliw ia obserw ację d y nam iki sił w iążących w odę w glebie. Czułość p rzy rząd u pow oduje je d nak w ystępow anie niepożądanej zm ienności dobowej. N ajniższe w skazania obserw uje się ran o ok. godziny ósmej. W ciągu dnia w z ra sta ją one i osią gają m aksym aln ą w artość pod wieczór, m iędzy godziną 18 i 20; w nocy znow u sp adają osiągając m inim um w godzinach ran n y c h [29]. A m p litu da ty ch flu k tu a c ji zależy od w ielu czynników , ja k na p rzy k ład od g a tu n k u gle by, głębokości um ieszczenia p rzyrządu, w aru n k ó w klim atycznych, ty p u te n sjo m e tru i ro d zaju m ateriałów u ży tych do jego k o n stru k cji. Na g ru b o ziarn isty ch glebach p u sty n n y c h w ah an ia dobowe na głębokości 15 cm do chodziły często do 300, a n aw et do 400 cm H 20 [14]. M niejsze zm iany ob serw uje się na glebach cięższych i w w a ru n k ach niezbyt dużych w ah ań te m p e ra tu ry . Znaczne zm niejszenie ty ch zm ian uzyskano przez zastąp ie nie m etalo w ych części te n sjo m e tru m ate ria ła m i plastykow ym i. Dobowe obserw acje w skazań ten sjo m etró w p ro d u k cji ZD Biebrza, przeprow adzone w lipcu i w rześn iu 1969 r. na glebie piaskow ej w Laskow icach, nie w y k a zały w iększej zm ienności dobowej w odczytach siły ssącej (tab. 1). Mimo to zaleca się przeprow adzać odczyty o tej sam ej porze, n ajlep iej godzinę po w schodzie słońca.
Przy czy na dobow ych flu k tu a c ji nie została jeszcze całkow icie w y ja śniona. W edług G a r d n e r a [13] je s t nią nierów nom ierność n ag rzew a nia k u b k a te n sjo m e tru i otaczającej go gleby. W skutek tego po w staje m iędzy kub kiem i glebą g rad ie n t te m p e ra tu ry , pow odujący p rzepły w p a ry w odnej w k ie ru n k u od kubk a do gleby w porze dziennej, a w nocy w k ie ru n k u odw rotnym . R e m s o n i R a n d o l p h [29] stw ierdzili, że p rz y czyną flu k tu a c ji dobow ych może być rów nież pobieranie w ody przez sy stem korzeniow y roślin rosnących w pobliżu m iejsca zainstalow ania te n sjom etru .
176 R. Baranowski
T a b e l a 1
Dobowa zmienność, wskazań tensjom etrów "Biebrza" za in sta lo w a n y ch na g le b i e piaskow ej D iu rn a l f l u c t u a t i o n s o f r e a d in g s o f "Biebrza" te n s io m e te r s i n s t a l l e d on sandy s o i l D ata Date Godzina odczytu Time o f r e a d in g
W skazania tensjom etrów /cm 1 ^ 0 / u m ieszczonych na g łę b o k o ś c i: R eadings o f te n s io m e te r s /cm R^O/ l o c a te d a t th e depth: Temperatura g le b y na g łę b o k o ś c i Temperature o f s o i l a t th e depth 10 cm 20 cm ЗО cm 40 cm 10 cm 20 cm 1 5 .V I I .1969 8 14? 107 97 68 1 5 ,9 1 5 ,8 10 149 108 97 69 1 8 ,2 1 6 ,7 12 150 108 97 69 2 1 ,3 1 8 ,2 14 154 108 97 69 2 4 ,6 2 0 ,3 16 160 108 97 69 2 6 ,2 2 2 ,0 18 167 108 97 69 2 5 ,7 2 3 ,1 20 169 108 97 69 2 4 ,4 2 2 ,9 22 165 108 97 69 2 2 ,1 2 2 ,0 24 163 110 99 69 2 0 ,2 2 0 ,8 1 6 .V II .1969 2 164 111 99 69 1 8 ,8 1 9 ,8 4 163 111 101 70 1 7 ,9 1 9 ,0 1 6 162 115 102 70 1 7 ,1 1 8 ,2 8 159 114 103 70 1 8 ,7 1 8 ,2 2 „IX. 1969 8 80 71 62 57 1 5 ,5 1 4 ,0 10 82 74 64 59 1 4 ,5 I1 1 4 ,4 12 84 75 65 60 1 6 ,9 jj 1 5 ,2 14 85 76 65 60 1 7 ,8 jj 1 6 ,8 16 88 76 66 62 1 7 ,0 ! 1 6 ,4 18 90 80 68 64 1 5 ,7 1 6 ,2 I 20 92 81 6.8 64 1 4 ,8 1 5 ,6 1 1 22 93 81 69 64 1 4 ,5 1 5 ,3 i 24 94 82 69 64 1 4 ,0 1 5 ,1 j 3. IX . 1969 1 8 95 84 71 65 1 4 ,5 jÎ 1 4 ,3
P ow ażnym m an k am en tem p rzy rząd u jest przen ik an ie pow ietrza do w n ę trz a ten sjo m e tru , czyli tzw. zapow ietrzanie, k tó re może być źródłem znacznych błędów pom iarow ych. P o w ietrze może dostaw ać się do p rzy rząd u przez k u bek bądź przez nieszczelne połączenia k u bk a z m ano m etrem lub odpow ietrznikiem . C ałkow ite zabezpieczenie przed przeciekam i po w ietrza jest niem ożliw e, poniew aż n aw et p rzy idealnych uszczelnieniach do te n sjo m e tru m oże przenikać pow ietrze rozpuszczone w w odzie glebo w ej. M niej narażone na zapow ietrzanie są te n sjo m e try prostszej k o n stru k cji, ty p u B ourdon (z m etalow ym m anom etrem ). Z apow ietrzenia w y stę p u ją najczęściej p rzy w iększym przesuszeniu gleby, jak rów nież w w a ru n k ac h szybkich zm ian jej siły ssącej. U kazanie się choćby pojedynczej banieczki gazu w k ap ilarze św iadczy o konieczności przepom pow ania p rz y rządu w celu jego odpow ietrzenia. D okładność pom iarów ten sjo m etry
cz-nych zm niejsza się w isto tn y sposób w sk u te k zm ian w kontakcie pom iędzy pow ierzchnią k u b k a i otaczającą go glebą. N aruszenie k o n ta k tu może być w y n ik iem w adliw ego zainstalow ania bądź nieostrożnego obsługiw ania p rzy rząd u (np. p rzy odpow ietrzaniu lub zdejm ow aniu n a k ry w k i osłania jącej kapilarę).
Je śli te n sjo m e tr m a służyć jako p rzy rząd do w yznaczania w ilgotności gleby, wówczas konieczne je st znalezienie zależności m iędzy odczytyw a n ym i w arto ściam i podciśnienia i odpow iadającym i im zaw artościam i w ody w glebie. T eoretyczne określenie tej zależności jest bardzo tru d n e i do tej p o ry nie znam y m atem atycznego w zoru, k tó ry pozw oliłby w yliczać w il gotność gleby na podstaw ie odczytów ten sjom etrycznych. O m aw ianą za leżność k om p lik u je w iele czynników , w y n ik ający ch nie tylk o z niedosko nałości sam ego p rzyrządu , ale przede w szystkim zw iązanych z różnorod nością i zm iennością fizycznych p a ra m etró w gleby. W takiej sy tu a c ji ko nieczne je st kalib row an ie przyrząd u, tj. dośw iadczalne zn ajdow anie zależ ności m iędzy w skazaniam i te n sjo m e tru i w ilgotnością gleby, p rzy czym ta d ru g a w ielkość m oże być w yrażona w pro cen tach ciężaru lub objętości. S k a lo w a n ie . p rzy rząd u w procen tach objętości je st b ardziej pracochło n ne, poniew aż w ym aga uw zględnienia ciężaru objętościow ego gleby, lecz m a tę zaletę, że odczyty w ilgotności z krzy w ej k a lib rac ji pozw alają w y liczać zapasy w ody w p ro filu glebow ym (w m m H 20 ).
N ajbardziej rozpow szechnionym sposobem skalow ania ten sjo m etró w jest k a lib rac ja połowa, polegająca na poró w naniu odczytów p rzy rząd u z w ilgotnością p róbek glebow ych, po b ieran y ch z pola rów nocześnie z p rze p row adzanym i odczytam i podciśnienia. P op ełn iane p rzy ty m błęd y m ogą m ieć znaczną w artość, w y n ik ającą z polow ej zm ienności w ilgotności gleby oraz niedokładności zw iązanych z objętościow ym pob ieran iem wzorców glebow ych. In n y m i słowy, na w y n ikach polowej k a lib rac ji ten sjo m etró w ciążą błęd y oznaczania w ilgotności gleby m etodą cylinderkow o-w agow ą. Znacznie w iększą dokładność m ożna osiągnąć przeprow adzając k a lib rac ję w w a ru n k a ch lab o rato ry jn y ch . W tak im p rzy p ad k u uw zględnić należy skład m echaniczny gleby i ciężar objętościow y, c h a ra k te ry z u ją c y jej sta n zagęszczenia. Spełnienie pierw szego w a ru n k u w ym aga w ykonyw ania po m iarów na glebie pob ranej z pola, na k tó ry m zam ierza się instalow ać te n - sjom etry . Nie sp raw ia rów nież w iększych tru d n o ści uzyskanie odpow ied niego ubicia ziem i w sk rzyni k a lib rac y jn ej. N ajlepiej stosow ać dw a lub trz y stopnie zagęszczenia ziem i i dla każdego z nich w yk reślić oddzielne k rzyw e (rys. 2).
A nalizę dokładności pom iarów ten sjo m etry czn y ch w dośw iadczeniach polow ych przeprow adzili P e r r i e r i E v a n s [24]. Ś red n ie odchylenie stan d ardo w e w pom iarach w ilgotności czterech różnych gleb w ynosiło 1,24% H20 , a w spółczynnik c h a ra k te ry z u ją c y liniow ą k o relację pom iędzy
178 R. Baranow ski
lo g ary tm em siły ssącej i w ilgotnością gleby w ah ał się od 0,84 do 0,91. W y m ienien i au to rzy w yliczyli rów nież, że dla oznaczania w ilgotności z do kładnością ± 1 % H 20 p rzy poziom ie ufności 0,05 liczba zainstalow anych ten sjo m etró w na poletk ach o pow ierzchni od 14 do 300 m 2 m usiałaby w y nosić od 23 do 69. W obserw acjach p rzeprow adzonych w naszym zakładzie stan d ard o w a różnica, w yliczona ze 130 pom iarów w ykonanych rów nolegle
Rys. 2. K rzywe kalibracji tensjom etru „Biebrza” na glebie piaskowej o różnym
ciężarze objętościow ym
Calibration curves of the „Biebrza” ten- siom eter on sandy soil at various bulk
densities
m etodą ten sjo m etry czn ą i suszarkow ą, w ynosiła ± 1 ,4 % objętościow ych H20 . W obserw acjach w ykonanych przez T r y b a ł ę różnice w w ynikach m etody suszarkow ej i tensjo m etry czn ej w ah ały się od 0,6 do 1,7% H20 [37].
Od k ilk u la t pro d u k cję ten sjo m etró w podjęto w Zakładzie D ośw iad czalnym M elioracji i U żytków Zielonych w B iebrzy [32] i dzięki tem u dziś m etoda ta stosow ana je st w w ielu placów kach naukow ych. T en sjo m etry p rodu kcji ZD Biebrza nie są jeszcze najlepszej jakości, są jed n a k ulepsza ne, m ożna więc m ieć nadzieję, że w przyszłości osiągną odpow iedni stan d ard .
METODA NEUTRONOWA
N eutronow a m etoda oznaczania w ilgotności gleby opracow ana została w 1950 r. przez am ery k ań sk ich autorów : B e l c h e r a, C y k e n d a l l a i S а с к а [5]. W zbudziła ona pow szechne zainteresow anie. M etoda ta w y ko rzystan a została n a jp ie rw w geologii i grun to znaw stw ie, a następ n ie za częto ją stosow ać w badaniach gleboznaw czych i upraw ow ych [2, 3, 17, 33, 34]. Zasada działania w ilgotnościom ierzy n eu tronow ych polega na spo w aln ian iu n eu tronó w przez ją d ra pierw iastk ów lekkich, a przede w szy st kim w odoru, w ystęp ująceg o głów nie w cząsteczkach w ody glebow ej. Im w ilgotniejsza je st gleba, ty m w y d ajn iejszy jest proces spow alniania i ty m
w iększa liczba zliczanych przez przelicznik im pulsów . W ilgotnościom ierze n eu tro n o w e pro duk o w ane są w dwóch w ersjach: jako tzw . sondy odw ierto w e do pom iarów w głębnych oraz p rzy rząd y przeznaczone do pom iarów w ilgotności w ierzchniej w a rstw y ośrodka, czyli sondy pow ierzchniow e. Szczegóły dotyczące k o n stru k c ji i obsługi w ilgotnościom ierzy n eu tro n o w ych znaleźć m ożna w różnych p u b lik acjach k rajo w y c h i zagranicznych
[6, 17, 28].
K A L IBR A C JA I ZASIĘG POM IAROW Y W ILGOTNOŚCIOM IERZY NEUTRONOW YCH
O znaczanie w ilgotności za pom ocą sond n eutro no w ych w ym aga w yk o n ania odpow iedniej k a lib rac ji ty ch przyrządów , polegającej na dośw iad czalnym określen iu zależności m iędzy zaw artością w ody w glebie i liczbą reje stro w a n y c h im pulsów w jednostce czasu. K alib rację w y konuje się n a j częściej w lab oratoriu m . P o jem n ik i k a lib rac y jn e m uszą mieć dostatecznie duże rozm iary, aby obejm ow ały sferę spow alniania n eutronów p rzy n a j m niejszej w ilgotności gleby używ anej w pom iarach kalib racy jn y ch . Do skalow ania sondy odw iertow ej stosow ano w naszym zakładzie pojem nik cylin dryczny wysokości 1 m i pro m ien iu podstaw y 50 cm, a sondy po
w ie rz c h n io w e j— p ojem nik prostopadłościenny o w y m iarach 6 0X 50 X
X40 cm.
K rzyw a k a lib rac ji (rys. 3) m a k ształt zbliżony do parab oli o rów naniu:
J J J s = — 0,000452tü2+ 0,0351 t ü + 0,202
Rys. 3. Krzywa kalibracji neutronowej sondy od w iertow ej WO-64
Calibration curve of the neutron moisture probe WO-64
gdzie J m oznacza częstość zliczeń pom iarow ych, J s — częstość zliczeń s ta n dardow ych, w — w ilgotność gleby w pro cen tach objętościow ych. K rzyw o- liniowość w y k re su k alib racy jn eg o spraw ia, że dokładność w skazań p rz y rządu pom iarow ego nie je st jednakow a w całym przedziale wilgotności. Błąd stan d ard o w y w y n ik a ją c y z rozproszenia p u nktów k a lib rac y jn y ch
180 H. Baranowski
w zględem w yk reślon ej krzy w ej w ynosi 0,6% H 20 dla zak resu w ilgotności od 0 do 15% oraz 0,9% H 20 dla zak resu 15—30% . P o m ia ry w ilgotności w iększych od 30% są m niej w artościow e, gdyż w z ra sta ją c e nach ylen ie krzyw ej k u osi w ilgotności pow oduje obciążenie odczytów znaczniejszym błędem [2].
W odróżnieniu od sondy odw iertow ej w y k re sy k a lib rac y jn e sondy po w ierzchniow ej (rys. 4) m ają przebieg prostoliniow y, co je s t n astęp stw em odm iennej k o n stru k cji, a w szczególności różnego usy tu o w an ia w ty ch ty c h p rzy rząd ach źródła prom ien io w ania w zględem d e te k to ra [28]. Rów
-Rys. 4. Kalibracja neutronowej sondy po w ierzchniow ej WP-64 dla gleb
1 — g lin y le k k ie j, 2 — m u rszu , 3 — p ia sk u lu ź n eg o
Calibration of the neutron surface probe WP-64 for soils
1 — lo a m , 2 — m oorsh so il, 3 — lo o se sand
nania re g re sji liniow ej i w artości w spółczynników k o relacji R, dotyczące k a lib rac ji w yko n anej na trzech różnych glebach, są następujące:
— dla gleby m urszow ej J m/ J s = 0,0145 tü + 0,437 R = 0,996
— dla gliny lekkiej J m/ J s = 0,0156 го + 0,421 R = 0,999
— dla piask u luźnego J m/ J s = 0,0154 tu + 0,383 R = 0,999
P rostoliniow ość w ykresów k alib rac y jn y ch je s t okolicznością bardzo k o rzystną, gdyż zapew nia jed nak o w ą dokładność pom iarów p rzy różnych w ilgotnościach, a ponadto obniża w dużym stopniu pracochłonność sk a low ania. O znacznej dokładności pom iarow ej p rzy rząd u m ożna w nioskow ać na podstaw ie w ysokich w arto ści w spółczynników korelacji, w y nik ający ch z niew ielkiego rozproszenia pu n k tó w k a lib rac y jn y ch w zględem p ro sty ch reg resji. Z w iązany z ty m stan d ard o w y b łąd pom iarow y w ynosi w stoso w an y m p rzy skalow aniu zakresie w ilgotności 0,4% H 20 dla p iask u i gliny oraz 0,7% H20 dla gleby m urszow ej.
W om aw ianych uprzednio m etodach, a zwłaszcza m etodzie sond poro w aty ch i ten sjo m etry czn ej, oznaczana w ilgotność odnosi się bezpośrednio do niew ielkich m as gleby z n a jd u jący ch się w k o ntak cie bądź w n ajb liż
szym sąsiedztw ie porow atego bloczka lub k u b k a te n sjo m e tru . M ożna więc przyjąć, że są to m eto dy punktow e, podobnie jak to się p rz y jm u je w od niesieniu do m etod y suszarkow ej. P o m iary w y ko ny w ane w ilgotnościom ie- rzam i neu tro n o w y m i odnoszą się nato m iast do dużych stosunkow o m as gleby, k tó ry c h objętość odgryw a isto tn ą ro lę przy in te rp re ta c ji w yników . P rz y jm u je się, że p rze strz e n n y obszar spow alniania n eu tronów m a k sz ta łt k u listy i stąd określa się go m ianem sfery pom iarow ej, a jej prom ień — zasięgiem pom iarow ym przy rząd u .
N ajczęściej sto su je się pojęcie zasięgu procentow ego, określającego w edług C z u b k a [9] rozm iary objętości ośrodka, z k tó re j dochodzi do d e te k to ra o kreślony pro cen t prom ieniow ania (np. 90, 95 lub 99%) w sto su n k u do tego sam ego ośrodka m ającego ro zm iary nieskończone. Ogólnie biorąc, zasięg pom iarow y m aleje z rosnącą w ilgotnością ośrodka p rz y jm u jąc graniczną w artość dla w ody w ynoszącą ok. 15 cm. W yznaczony do św iadczalnie w naszym zakładzie 95-procentow y zasięg sondy pow ierzch niow ej w przedziale w ilgotności od 5 do 30% w ynosi średnio ok. 20 cm (rys. 5), a dla sondy odw iertow ej ok. 30 cm. D uży zasięg pom iarow y om
a-Rys. 5. Zasięg pom iarowy neutronowej sondy powierzchniowej WP-64 M easurement range of neutron surface
probe WP-64
w ianych p rzyrządów m a pew n e zalety, ja k rów nież w ady. W yniki po je dynczych oznaczeń, c h a ra k te ry z u ją c e duże objętości gleby, stanow ią lepszą rep re z en ta cję w sta ty sty c e pom iarow ej i dlatego liczba pow tórzeń m oże być zm niejszona. Z drugiej stro n y przy d atn o ść w ilgotnościom ierza odw ier tow ego je st ograniczona do m ierzenia w ilgotności gru b y ch w a rstw ośrod ka, k tó ry ch m iąższość w ynosi kilk ad ziesiąt cen tym etrów .
W PŁYW NIEKTÓRYCH CZYNNIKÓW N A W SK A Z A N IA METODY NEUTRONOW EJ
Poniew aż oznaczanie w ilgotności opiera się na zjaw isku spow alniania neutronów , zatem w szystkie czynniki w pły w ające na przebieg tego p ro cesu będą rów nież w p ływ ały na otrzym y w an e w y n ik i pom iarow e. N a j w ażniejszym i czynnikam i je st obecność w fazie stałej gleby w odoru oraz n iek tó ry ch pierw iastk ów w yróżn iający ch się dużym p rzek ro jem czynnym na pochłanianie spow olnionych neutronów , ja k kadm , m angan, bor
1 8 2 R. Baranowski
i chlor [20]. W odór należący do stałej fazy w y stę p u je p rzed e w szystkim w glebach ilastych i gliniasty ch jako sk ładnik m inerałów g ru p y m ontm o- rylonitow ej, k ao lin itu i łyszczyków, a zwłaszcza łyszczyków uw odnionych. Poza ty m w y stęp u je, choć w m niejszych ilościach, w zw iązkach organicz nych gleby. Szacuje się, że 1'% próchnicy odpow iada pod w zględem za w artości w odoru 0,26% wody. W pływ na w y niki pom iarow e m ogą mieć rów nież zm iany ciężaru objętościow ego gleby, poniew aż prow adzą ró w nocześnie do zm ian w objętościow ej zaw artości w szystkich składników oddziałujących w m niejszym lub w iększym stopniu na intensyw ność spo w aln iania neutronów .
Istn ieją dw a sposoby w yelim inow ania w p ły w u w ym ienionych czynni ków na dokładność pom iarow ą m etody. P ierw szy z nich polega na w yce- chow aniu p rzy rząd u na jed nej (wzorcowej) glebie i w yliczeniu dla innych gleb odpow iednich popraw ek w y n ik ający ch z różnic w składzie chem icz nym i w gęstości gleby. Taki sposób, chociaż m ożliw y teoretycznie, w p rak ty c e by łb y nie do przyjęcia ze w zględu na konieczność w ykonyw ania skom plikow anych i pracochłonnych analiz chem icznych. Znacznie prostszy sposób polega na p rzeprow adzeniu k a lib rac ji sond n eu tro n o w y ch na gle bach pobrany ch z pól, na k tó ry c h p rzew id uje się stosow anie ty ch p rz y rządów . P ostępow anie tak ie w ym aga w praw dzie k ilku w ykresów k a lib ra- cyjnych, lecz g w a ra n tu je popraw ność w yników p rzy stosow aniu w ilgot- nościom ierzy na różnych glebach. Pozostaje do uw zględnienia w form ie odpow iedniej popraw ki tylko jed en czynnik, tj. ciężar objętościow y, który ze w zględu na znaczną zm ienność w czasie, zwłaszcza w p rzy p ad k u w ierz chniej w a rstw y gleby, m ógłby spowodow ać isto tn e błędy w w ynik ach po m iarow ych.
Z agadnienie w p ływ u ciężaru objętościow ego gleby na w skazania m eto dy neutro no w ej bad ali m iędzy innym i M a j e r c z y k i Z u b e r [20], M a r a i s i S m i t [21] oraz O l g a a r d [23]. W edług O lgaarda, p ra k tyczna w ielkość popraw ki, odpow iadająca zm ianie gęstości gleby o 0,1 g/cm 3, pow inna w ynosić ok. 1% H20 niezależnie od ro d zaju i w ilg ot ności gleby. P om iary w ykonane w naszym zakładzie prow adzą do w niosku, że błąd pom iarow y w y n ik ający ze zm iany gęstości gleby zależy w isto t n ym stopniu od ro d zaju gleby. W zrostow i ciężaru objętościow ego o 0,1 g/cm 3 odpow iada zm iana w skazań sondy pow ierzchniow ej rów now ażna w zrostow i w ilgotności o 0,5% H20 dla p iask u luźnego, 0,8% — dla gliny lekkiej i 1,1% — dla gleby m urszow ej [3].
DO K ŁADN OŚĆ METODY NEUTRONOW EJ
W celu spraw dzenia dokładności w skazań n eutro no w ej sondy pow ierz chniow ej przeprow adzono 4 serie pom iarów w ilgotności gleby na poletk ach o pow ierzchni 200 m 2 (10X20 m) każde, u sy tu o w an y ch na glebie piasko
w ej (piasek luźny i piasek glin iasty m ocny) i m urszow ej. W każdej serii w ykonano 50 pom iarów m etodą n eu tro n ow ą i 200 suszarkow ą pobierając z każdego m iejsca przyłożenia sondy po 4 próbki glebow e o n a tu ra ln e j s tru k tu rz e cy lind erk am i o objętości 100 cm 3. W ilgotność oznaczaną m etodą n eu tro n o w ą odczytyw ano z w ykresów sporządzonych na podstaw ie w y k o nanej uprzednio k a lib rac ji p rzy rząd u pom iarow ego uw zględniając om a w iane p o praw ki na ciężar objętościow y. O trzy m ane w yniki (tab. 2) w sk a zują na dobrą zgodność obu m etod. M niejsza zm ienność w yników o trzy m anych m etodą n eu tro now ą pozw ala obniżyć liczbę pow tórzeń p om iaro w ych w sto su nk u do m etody tra d y c y jn e j [33, 34]. P ojedynczy pom iar r a diom etry czny jest zatem bardziej re p re z en ta ty w n y , co w ynika stąd, że dotyczy dużej stosunkow o m asy gleby.
T a b e l a 2 Porównanie d o k ła d n o śc i metody neutronowej i suszarkow ej w pom iarach w ilg o t n o ś c i
w ie r z c h n ie j warstwy g le b y
Comparison o f p r e c i s io n o f th e neutron and g r a v im e tr ic methods in m oistu re c o n te n t measurements o f th e upper s o i l la y e r S e r ia p o m ia r o w a M eas u re m en t s e r ie s G leba S o i l W ilgotn ość g le b y wyznaczona metodą S o i l m oistu re c o n te n t o b ta in e d by th e method % ° b S-v o l . W spółczynnik zm ien n ości V a r i a b i l i t y c o e f f i c i e n t % Błąd standardowy ś r e d n ie j arytm etycznej Standard e rr o r o f a r ith m e tic mean % v o l .ob5° Minimalna l i c z b a pomiarów * Minimal number o f measurements * su sz a r k o w ą g r a v im e tr ic m e th o d n e u tr o n o w ą n e u tr o n m e th o d m e to d a su sz a r k o w a g r a v im e tr ic m e th o d m e to d a n e u tr o n o w a n e u tr o n m e th o d m e to d a su sz a r k o w a g r a v im e tr ic m e th o d m e to d a n e u tr o n o w a n e u tr o n m e th o d m e to d a su sz a r k o w a g r a v im e tr ic m e th o d m e to d a n e u tr o n o w a n e u tr o n m e th o d I P ia se k g l i n i a s t y mocny
Heavy loamy sand 1 7 , 0 1 6 ,7 9 , 5 8,0 0 , 2 3 0 ,1 9 6 5
I I P ia se k g l i n i a s t y mocny
Heavy loamy sand 21,0 2 1 ,7 9 , 9 7 , 4 0 ,2 9 0 ,2 3 7 5
I I I P ia se k lu źn y
Loose sand 7 , 1 6 , 9 1 5 , 4 1 3 ,9 0 , 1 5 0 , 1 4 12 10
IV G leba murszowa
H o o ra h s o i l 21,6 21,8 1 3 ,1 1 0 ,4 0 , 4 0 0 ,3 2 10 7
* N ajm n iejsza l i c z b a pow tórzeń k o n iec z n a d la w y zn aczenia w a r to śc i ś r e d n ie j z błędem mniejszym od 10% /p o zio m u f n o ś c i 0 , 0 5 /
The lo w e st measurement number n e c e s s a r y f o r d eterm in in g mean v a lu e w ith th e e r r o r low er th a n 10% / 0 . 0 5 c o n fid en ce l e v e l /
184 R. Baranow ski
Przeprow adzono rów nież porów nanie w yników pom iarow ych, uzy ska nych p rzy zastosow aniu neutronow ego w ilgotnościom ierza odw iertow ego, a w y n ik am i m etody suszarkow ej. P o m iary w ykonano w k ilk u term in a c h na glebie w ytw orzonej z piasku słabo gliniastego w w a ru n k a ch sztucznego deszczowania. Różnice o trzym an ych w yników w ah ały się od 0,1 do 2,2% H 20 , a średn ia ich w artość w ynosiła ± 0 ,7 % H 20 [2]. Porów naw cze po m ia ry w ilgotności m etodą n eu tro n o w ą i g raw im etry czn ą przeprow adzili rów nież Ś l u s a r c z y k i in. [33, 34], T a y l o r [35], T r y b a ł a [37] i in. P odane w yniki, ogólnie biorąc, św iadczą o znacznej zgodności obu m etod, p rzy czym rów nież one w y k azu ją w spom nianą ju ż m niejszą zm ien ność pom iarow ą m etody rad io m etryczn ej w porów naniu z suszarkow ą. D okładne określenie bezw zględnej w arto ści błędu popełnianego w po m iarach w ilgotności gleby w w a ru n k a ch połow ych je st rzeczą skom pli kow aną. Zasadnicza tru d ność w yn ik a z b rak u odpow iednio dokładnej m e tody, k tó rą m ożna by przy jąć jako w zorcow ą i porów nyw ać do niej bez zastrzeżeń w y nik i o trzym yw an e in ny m i m etodam i. D ruga przyczyna tkw i w polowej zm ienności w ilgotności gleby. Błędów z ty m zw iązanych nie da się całkow icie w yelim inow ać. M ożna je jed yn ie ograniczyć przez zw ięk szenie liczby pojedynczych pom iarów . Nie oznacza to jednak, że sp ra w dzanie m etody w w a ru n k a ch połow y ch jest bezcelowe. P oró w nan ie w y ników z ogólnie stosow aną m etodą g raw im etry czn ą w nosi do c h a ra k te ry sty k i b ad anej m etody istotn e inform acje, lecz nie m ogą one stanow ić je dynego k ry te riu m oceny jej dokładności. D odatkow ym k ry te riu m są w y niki k a lib rac ji la b o ra to ry jn e j, a ściślej biorąc, rozproszenie pu n k tó w po m iarow ych w zględem w ykresów k alib racy jn y ch . R ozproszenie to je st n ie w ielkie, o czym św iadczy w ysoka w artość w spółczynników k o relacji
(str. 180).
Z uw agi na to, że czas pojedynczego p o m iaru w polu ogranicza się n a j częściej do dw óch m in u t, należy uw zględnić błąd w y n ik ający z flu k tu a cji staty sty czn y ch rozpadu prom ieniotw órczego. W artość tego błędu może być dokładnie w yliczona. D la sondy pow ierzchniow ej W P-64 i odw iertow ej W O-64 oraz stosow anego przez nas źródła neutron ów w ynosi ona od 0,5 do 0,7% H 20 . W ielkość tego błędu może być obniżona przez odpow iednie w ydłużenie czasu pom iaru i zw iększenie przez to s ta ty sty k i zliczanych im pulsów .
WNIOSKI
1. P róbkow e m etody oznaczania w ilgotności gleby, w ty m rów nież po
w szechnie stosow ana m etoda suszarkow a, są m ało p rzy d a tn e w dośw iad czalnictw ie upraw ow ym , poniew aż w ykon y w anie pom iarów jest bardzo pracochłonne i zw iązane z naruszeniem s tr u k tu ry gleby.
2. Do g ru p y najczęściej stosow anych m etod, pozw alających oznaczać w ilgotność bez pobieran ia pró b ek glebow ych, zaliczyć należy m etodę sond porow atych, ten sjom etry czn ą, elek tro m e try c zn ą i neutronow ą. U rządzenia pom iarow e in sta lu je się w ściśle określonych p u n k tac h pola, a sam pom iar sprow adza się do odczytu skali p rzy rząd u lub przenośnego m iernika.
3. M etoda sond poro w aty ch i e le k tro m etry czn ą w y ró żn iają się p ro sto tą urząd zeń pom iarow ych i łatw ością ich obsługi, lecz w y n ik i oznaczeń w y k a z u ją niską dokładność ze w zględu na oddziaływ anie w ielu ubocznych czynników .
4. M etoda ten sjo m etry czn ą pozw ala oznaczać w ilgotność gleby w za k resie siły ssącej od 0,0 do ok. 0,8 at. T e n sjo m e try są przy rząd am i czułym i i p ro sty m i w budow ie, u leg ają jed n a k zapow ietrzeniu, szczególnie przy w iększym przesuszeniu gleby, jak rów nież w w a ru n k a ch szybkich zm ian jej siły ssącej.
5. N ajlepszą przydatność w polow ym oznaczaniu w ilgotności gleby w y kazu je m etoda n eutronow a. Przeszkodą w jej upow szechnieniu je s t w y soki koszt a p a ra tu ry pom iarow ej oraz konieczność ścisłego p rzestrzeg ania przepisów bezpieczeństw a p racy p rzy posługiw aniu się źródłam i p ro m ie niotw órczym i.
LITERATURA
[1] A i t c h i s o n G. D., B u t l e r P. F.: Gypsum block m oisture meters as instru m ents for the m easurem ent of tension in soil water. Austr. J. appl. Sei., nr 2, 1951, s. 257-266.
[2] B a r a n o w s k i R.: Metoda neutronowa i jej zastosowanie do pomiarów w il gotności gleby w doświadczeniach polowych. Zesz. probl. Post. Nauk roi., nr 88,
1968, s. 127-136.
[3] B a r a n o w s k i R.: Oznaczanie w ilgotności gleby za pomocą neutronowej son dy powierzchniowej. Zesz. probl. Post. Nauk roi., nr 110, 1970, s. 529-536. [4] В a V e r L. D.: Soil physics. New York 1948.
[5] B e l c h e r D. J., С у к e n d a 11 T. R., S a с к H. S.: The m easurem ent of soil m oisture and density by neutron and gam m a-ray scattering. Civil Aeronautic
Adm /л., Report nr 127, Indianopolis 1950.
[6] B o r o w c z y k M. i in.: Aparatura do radiom etrycznego oznaczania ciężaru objętościow ego i w ilgotności gruntów w warunkach terenowych. Nukleonika, t. 9, nr 11-12, 1964, s. 871-884.
[7] B o u r g e t S. J., E l r i c k D. E., T a n n e r С. В.: Electrical resistance units for m oisture measurements: their m oisture hysteresis, uniform ity and sensi tivity. Soil Sei., t. 86, 1958, s. 298-304.
[8] В o u у о u с о s G. J., M i c k A. H.: An electrical resistance m ethod for the continuous m easurem ent of soil m oisture under field conditions. M ichigan Tech nical Bulletin, nr 172, 1940.
[9] C z u b e k J. A.: Zasięg jądrowych metod pomiaru w ilgotności i gęstości grun tów. Sympozjum „Zastosowanie izotopów w geofizyce, hydrogeologii i geologii inżynierskiej”. Karpacz 1967.
186 R. Baranowski
[10] D o b r z a ń s k i В., D o m ż a ł J., M a l i c k i М.: Badania przydatności metody elektrom etrycznej do pomiaru dynamiki w ilgotności gleb wytw orzonych z pias ków w warunkach doświadczeń uprawow o-naw ozow ych. Zesz. probl. Post. Nauk roi., nr 77, 1968, s. 235-242.
[11] D o b r z a ń s k i B., G l i ń s k i J., M a l i c k i М.: Electrical resistance method for measuring m oisture dynam ics in sandy soils. Roczn. glebozn., dodatek do t. 14, 1964, s. 15-21.
[12] D o m ż a ł М., M a l i c k i М.: Stacjonarna elektroda-sonda do pomiarów dy namiki w ilgotności gleb w ytw orzonych z piasków. Rocz. glebozn., dodatek do t. 15, 1965, s. 193-197.
[13] G a r d n e r R.: Relation of temperature to moisture tension of soil. Soil Sei., t. 79, 1955, s. 257-265.
[14] H a i s e H. R.: How to measure the moisture in the soil. Yearbook of A gricul ture, separ., nr 2611, 1955, s. 362-371.
[15] H a j d u k o v i c M., J a k o v l e v i c M., V a j g a n d V.: Comparison of three m ethods of m easuring soil moisture. Isotope and Radiation Techniques in Soil Physics and Irrigation Studies. Proc. of a symp., Istanbul 1967, s. 117-124.
[16] J a w o r s k i J.: Opór elektryczny sond porowatych a w ilgotność naturalnego środowiska glebowego. Prz. geof., nr 8, 1963, s. 45-53.
[17] J e m i e l j a n o w W. A.: Gam m a-łuczi i niejtrony w polew ych poczw ienno- -m ielioratiw nych issledowanijach. Moskwa 1962.
[18] K r ó l i k o w s k i L.: Metoda szybkiego oznaczania w ilgoci w glebie według Bouyoucosa. Rocz. glebozn., t. 1, 1950, s. 160-172.
[19] M a j b o r o d a N. M.: Opriedielenije w łażnosti poczwy wodnym mietodom. Poczwowiedien., nr 8, 1957, s. 101-103.
[20] M a j e r c z y k J., Z u b e r A.: The influence of composition and density of soils on readings of neutron moisture meters. Sym posium on Radioisotope Instru m ents in Industry and Geophysics. Warszawa 1965.
[21] M a r a i s P. G., De V. S m i t W. B.: Effect of bulk density of soils on the calibration curve of the neutron moisture meter. S. African J. of Agr. Sei., nr 3, 1960, s. 475-477.
[22] M a r e 1 H. W.: Rapid determination of soil w ater by dielectric measurem ent of dioxane extract. Soil Sei., t. 87, 1959, s. 105^119.
[23] O l g a a r d P. L.: On the theory of the neutronie method for m easuring the w ater content in soil. Riso Report nr 97, Kopenhaga 1965.
[24] P e r r i e r E. R., E v a n s D. D.: Soil moisture evaluation by tensiom eters. Soil Sei. Soc. Amer. Proc., t. 25, 1961, s. 173-175.
[25] P e r r i e r E. R., M a r s h A. W.: Performance characteristics of various elec trical resistance units and gypsum materials. Soil. Sei., t. 86, 1958, s. 140-147. [26] P о p o w Ł. W.: Mietody opriedielenija w łażnosti poczw. Izdat. Akad. Nauk
SSSR, Moskwa 1960.
[27] P r z e s t a l s k i S.: K rytyczne uwagi o pomiarach w ilgotności gleby przy po mocy sond porowatych. Zesz. nauk. WSR Wroc., t. 9, 1959, s. 135-152.
[28] Radioizotopowy gęstościom ierz — w ilgotnościom ierz gruntow y GGW-2, BUTJ, W arszawa 1964.
[29] R e m s o n I., R a n d o 1 p h J. R.: Root growth near tensiom eter cups as a cause of diurnal fluctuations of readings. Soil Sei., t. 85, 1958, s. 167-171.
[30] R i c h a r d s L. A., W e a v e r L. R.: The sorption block soil m oisture meter and hysteresis effect related to its operation. J. Am. Soc. Agronomy, t. 35, 1943, s. 1002-1010.
[31] S c h a c h i n d i n e j a d S.: Die Beregnung auf leichtem Sandboden unter B e rücksichtigung des W asserhaushaltes des Bodens und der Pflanze sow ie des N ährstoffverhältnisses in der Düngung. Praca doktorska, Giessen 1963.
[32] S z u n i e w i c z S.: Tensjometr z m anom etrem rtęciow ym do rejestracji po tencjału w ilgotności gleby w warunkach polowych. W iadomości IMUZ, nr 7, 1967, s. 109-125.
[33] Ś l u s a r c z y k E., C h m i e l e w s k i J., G o ł e m b i o w s k i S.: W yniki badań nad zastosowaniem sondy neutronowej WP-62 do pomiaru w ilgotności w po wierzchniow ej w arstw ie gleby. Pam. puł., nr 34, 1968, s. 229-236.
[34] Ś l u s a r c z y k E., C h m i e l e w s k i J., G o ł e m b i o w s k i S.: W yniki ba dań nad zastosow aniem sondy neutronowej WO-61 do pomiaru w ilgotności g le by. Pam. puł., nr 34, 1968, s. 249-265.
[35] T a y l o r S. A.: Field determination of soil moisture. Agricult. Engineering, nr 10, 1955, s. 654-659.
[36] T e r l i k o w s k i F., S o z a ń s k i S., Ż e m ł a L.: Metoda szybkiego oznaczania w ilgoci w glebie przy pomocy azotanu amonowego. Roczn. glebozn., t. 5, 1948. [37] T r y b a ł а M.: Porównanie oznaczeń w ilgotności gleby metodą suszarkową, ten- sjometryczną, neutronową i elektrom etryczną w różnych warunkach wodnych i nawozowych. Zesz. probl. Post. Nauk roi., nr 88, 1969, s. 237-243.
[38] V e t t e r l e i n E.: Über m ethodische Ergebnisse von stationären Feuchtigkeits m essungen in sandigen Waldböden. Zeitsch. für Pflanzenernährung, Düngung, Bodenkunde, t. 92, 1961, s. 16-32.
[39] V e t t e r l e i n E.: Uber m ethodische Ergebnisse von stationären Feuchtigkeits messungen in sandigen Waldböden. II M itteilung. Zeitsch. für Pflanzenernäh rung, Düngung, Bodenkunde, t. 92, 1961, s. 97-106.
[40] W h i t n e y F. D., G a r d n e r L. J., B r i g g s L. J.: An electrical method of determining the m oisture content of arable soils. U. S. Dept. Agr. Bur. Soils Bull., nr 6, 1897. P. Б А РА Н О В С К И ПОЛЕВЫЕ МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ВЛАЖНОСТИ ПОЧВ О тделение А гр отехн и ки и Р астен и ев одств а И нститут А гр отехн и ки У добрени я и П оч вов еден ия Л яск ови ц е О лавске Р е з ю м е В статье обсуждаются методы определения влажности почвы не требующие отбора почвенных образцов. Наибольшее практическое значение имеет метод пористых зондов, тензиометрический, электрический и нейтронный. Они дают возможность выполнять длительные измерения без нарушения структуры почв и поэтому особенно пригодны для исследования динамики влажности почвы в агротехнических опытах. Оборудование применяемое для полевого определения почвенной влаги нуж дается в калибровке, которая может быть проведена в ла бораторных или в полевых условиях. Основой для оценки диапазона измерений и точности методов является рассеяние калибровочных пунктов и наклон кри вых калибрации. По сравнению с другими методами наибольшей пригодностью отличается нейтронный метод. По точности он стоит на равне с гравиметрическим методом,
188 R. Baranowski но дает более репрезентативные результаты измерений, так как они относятся к довольно большому объему почвы. Измерительные приборы сложенны е из поверхностного и глубинного зондов разрешают выполнять измерения влажности в целом почвенном профиле. Тензиометры снабженные ртутными манометрами отличаются высокой сте пенью чувствительности при определении сосущей силы почв, однако их пока зания лимитированы атмосферным давлением (практически от 0 до 0,8 атмосфер) и поэтому относятся лишь к небольшому интервалу влажности. Кроме того, при годность метода ограничивает проникание воздуха в поры сосудов и отсчеты по казаний в таких условиях становятся неполноценными. Методы заключающиеся в измерении электрического сопротивления (метод пористых зондов и электрометрический) отличаются несложностью измеритель ного устройства, но их показания зависят от многих побочных факторов (тем пература, концентрация почвенных электролитов, гистерезис и пр.). R. B A R A N O W SK I
METHODS FOR FIELD DETERMINATIONS OF SOIL MOISTURE
D ep a rtm e n t of S oil and P la n t C u ltiv a tio n in L a sk o w ic e O ław sk ie
S u m m a r y
In paper the m ethods are discussed of m easuring soil m oisture w ithout taking soil samples. Porous unit, tensiom eter, electrical resistance and neutron-scattering m ethods are the most im portant in practice. The methods allow to m easure soil m oisture content continuously, w ithout disturbing the soil structure, and therefore they are especially useful in investigations of m oisture dynamics in cultivation e x perim ents. Devices used for field determ inations of soil m oisture require the calibra tion, w hich can be carried out in laboratory or field conditions. The scattering of calibration points and the slope of calibration diagrams are the basis for the con clusion about precision and m easuring range of the m ethods.
The neutron-scattering method is the most advantageous in comparison with the other m ethods. Its precision w as found to be about the same as the precision of the gravim etric procedure and the m easurem ent results are more representative, because they refer to relative greater soil volum es. The m easurem ent devices con sisting of surface probe and depth probe allow to measure the moisture content at the w hole soil profile.
Tensiom eters w ith mercury m anom eters show high sensivity in measuring of soil tension, but the readings are lim ited by atmospheric pressure (practically from 0 to 0.8 at) and therefore correspond to the narrow soil m oisture range. The u sefu l ness of the method is also restrained by air entering into the porous cups, what makes the readings in that cases useless.
The m ethods depending upon the measuring of electrical resistance (the electro metric and porous unit methods) are distinguished by a simple arragam ent of m easuring devices, but their readings are influenced by a lot of secondary factors (temperature, concentration of soil electrolytes, hysteresis etc.).
Dr R yszard B a r a n o w sk i
Zakład U p raw y R oli i R oślin IUNG L a sk o w ice O ław sk ie
