Dynamika uwilgotnienia w wybranych glebach płowych i czarnych ziemiach na Pojezierzu Poznańskim

(1)

ROCZNIKI GLEBOZNAWCZE TOM LXII NR 2 WARSZAWA 2011: 226-239

MICHAŁ KOZŁOWSKI, JOLANTA KOMIS AREK

DYNAMIKA UWILGOTNIENIA W WYBRANYCH

GLEBACH PŁOWYCH I CZARNYCH ZIEMIACH

N A POJEZIERZU POZNAŃSKIM

D Y NAM IC S OF THE SOIL WATER CONTENT

OF SELECTED UD ALFS A N D AQUOLLS

OF THE PO ZN AŃ LAK ELAND

Katedra Gleboznawstwa i Rekultywacji

Uniwersytet Przyrodniczy w Poznaniu

A b stra ct: The dynam ics o f the so il water content in the root zone o f G lossudalfs and E ndoaquolls

(A lb elu visol and G leysols) w as investigated in 2 0 0 4 -2 0 0 6 in the catena system s o f the Poznań Lakeland. A ccording to the results, the G lossudalfs and Endoaquolls are characterized by different soil water dynam ics. In soils located in the sum m it (G lossudalfs), values o f the soil matrix potential b elow - 1 0 0 kPa were observed to the depth o f about 90 cm, and below -1 5 0 0 kPa to depth o f 3 0 -4 0 cm. In the Endoaqu o lls the depth values were 30-4 0 cm and 15-30 cm, respectively. The average moisture depth equal to the field capacity is about 150 cm in G lossudalfs and 6 0 -7 0 cm in Endoaquolls. The soil water content is temporarily correlated from 17 w eek s at the depth o f 10 cm to 63 w eeks at the depth o f 150 cm in the G lossudalfs located in the summit, and from 16 w eeks at the depth o f 10 cm to 53 w eek s at the depth o f 150 cm in the Endoaquolls o f the foot slope.

K ey w o r d s : soil water dynamics, G lossudalf, Endoaquoll, catena, temporal variability o f soil moisture S łow a kluczow e: dynamika w od y glebow ej, gleb y płow e zaciekow e, czarne ziem ie, katena, zm ienn ość

czasow a uw ilgotnienia gleb

WSTĘP

Zrozumienie i przewidywanie dynamiki wody glebowej stanowi nie tylko punkt wyj ścia szczegółowego rozpoznania procesów pedogenetycznych, gdzie geneza gleb wiąże się bezpośrednio ze zróżnicowaniem i sprzężeniem procesów glebotwórczych [Głazow- ska 1981; Yaalon 1983; Marcinek, Wiślańska 1984; Marcinek, Komisarek 1991; Marci nek i in. 1994, 1998; Komisarek 2000], ale ma także istotne, praktyczne znaczenie dla optymalizacji produkcji roślinnej, ochrony i kształtowania zasobów wodnych oraz glebo wych [Bouma 1983, 1989; Campbell 1985; Marcinek 1992; Rao 1998; Eitzinger i in. 2002, 2004; Komisarek 2008]. W wyniku działalności górnictwa odkrywkowego gleby znajdujące się w obszarze odwodnienia niejednokrotnie narażone są na zmianę reżimu wodnego [Mocek i in. 2000, Rząsa i in. 2000]. Ażeby określić stopień tych przekształceń,

(2)

Dynamika uwilgotnienia w wybranych glebach płowych i czarnych ziemiach... 227

należy prowadzić ciągłe obserwacje dynamiki wody w glebach obszaru objętego działal nością górnictwa, w odniesieniu do gleb analogicznych terenu nie objętego tymi antropo genicznymi zmianami. Pozwoli to na porównanie stosunków powietrzno-wodnych tych gleb, a tym samym na ocenę stopnia zmian warunków krążenia wody w glebach znajdu jących się w obszarze oddziaływania kopalni.

W niniejszej pracy przedstawiono wyniki badań stacjonarnych nad dynamiką wody glebowej w czarnych ziemiach podnóży stoków i gleb płowych wyniesień dennomorenowych, które w warunkach geomorfologicznych Pojezierza Poznańskiego tworzą charak terystyczne i powtarzające się sekwencje, nazywane katenami.

Badania zostały przeprowadzone w wybranych glebach dwóch układów katenalnych (rys. 1A i B). Pierwszy obszar badań (transekt Przybroda) zlokalizowany został na terenie Rolniczo-Sadowniczego Gospodarstwa Doświadczalnego Przybroda w północno-wschod niej części Pojezierza Poznańskiego, w obrębie Równiny Szamotulskiej. Drugi teren ba dań (transekt Granowo) położony był na terenie gminy Granowo na gruntach ornych indywidualnego gospodarstwa rolnego w południowo-środkowej części Pojezierza Po znańskiego, w obrębie Równiny Opalenickiej.

Pod względem geomorfologicznym badane tereny zostały zlokalizowane w obrębie wyso czyzny dennomorenowej zlodowacenia Bałtyckiego. Materiałami macierzystymi gleb na ba danych obszarach są gliny zwałowe, które w wyniku działalności wód roztopowych lądolodu i wód inglacjalnych uległy silnemu spiaszczeniu i odwapnieniu w wierzchnich warstwach.

W wyznaczonych transektach zlokalizowane zostały pedony reprezentatywne, stano wiące punkty stacjonarnych pomiarów dynamiki uwilgotnienia gleb i zwierciadła wód gruntowych (rys. 1 A, B). Pedony te zostały wytypowane i uzbrojone na potrzeby reali zacji projektów badawczych 5 0759 91 0 1,5 P06B 082 10 oraz 2 P04G 009 29.

W każdym punkcie stacjonarnych badań prowadzono pomiary dynamiki uwilgotnie nia gleb do głębokości 150 cm p.p.Ł, które wykonywane były w odstępach jedno- i/lub dwutygodniowych sondami profilowymi typu FDR i TDR. Z taką samą częstotliwością mierzono głębokości zalegania zwierciadła wód gruntowych. Dla poszczególnych pozio mów genetycznych w pedonach reprezentatywnych oznaczono krzywe wodnej reten- cyjności gleb (krzywe pF), w zakresie ciśnień do 1 bara metodą komór ciśnieniowych Richardsa [Kłute 1986], natomiast w zakresie niskich potencjałów wody glebowej me todą prężności pary wodnej nad roztworem kwasu siarkowego [Kłute 1986, Rawlins, Campbell 1986]. Krzywe wodnej retencyjności gleb zostały przedstawione w postaci równania van Genuchtena [1980], a wartości parametrów tego równania optymalizowa no za pomocą programu RETC [van Genuchten i in. 1991]. Dynamika uwilgotnienia i stanów retencji wody glebowej w 100 cm strefie korzenienia się roślin przedstawiona została na tle górnej granicy wody łatwo dostępnej dla roślin (GGWŁD), którą wyznacza wilgotność polowej pojemności wodnej (PPW) oraz na tle dolnej granicy wody łatwo dostępnej dla roślin (DGWŁD). DGWŁD została obliczona jako WTW+1/3- (PPW-WTW), gdzie WTW jest wilgotnością trwałego więdnięcia.

Czasową zmienność uwilgotnienia gleb określono metodami geostatystycznymi, w których podstawową funkcją jest semiwariancja [Warrick i in. 1986]:

(3)

228 M Kozłowski, J. K om isarek

gdzie: g(k) - wartość funkcji semiwariancji, n(k) - liczba par obserwacji, z(x^ - wartość cechy pomierzonej w czasie X ., z(x^k) - wartość cechy pomierzonej w czasie x. k, k - krok czasowy. Zależności pomiędzy wartościami semiwariancji a skorelowanymi prze działami czasowymi, określono za pomocą programu Variovin 2.21 [Pannatier 1996], natomiast w programie Sufer 8 [Golden Software 2002] wykreślono izolinie potencjału macierzystego wody glebowej.

W latach 2004-2006 badaniami hydropedologicznymi objęto dziewięć reprezentatyw nych pedonów (rys. 2 A, B); PI, P2, P3, P4, P5, P6, G al, Ga2, Ga3. W niniejszej pracy prezentujemy wyniki badań bilansu wodnego gleb płowych wyniesień dennomorenowych (PI i Ga3) i czarnych ziem obniżeń terenowych (P6 i Gal).

WYNIKI BADAŃ

Analizowane gleby należą do dwóch układów katenalnych (Przybroda i Granowo), które reprezentują sekwencję gleb płowych i czarnych ziem. Szczegółowa charaktery styka zróżnicowania gleb układu katenalnego Przybroda została przedstawiona w pra cach Marcinka i in. [1998] oraz Komisarek [2000], natomiast gleb kateny Granowo w pracy Kozłowskiego [2007]. Dlatego też, poniżej zamieszczono tylko krótką charaktery stykę sekwencji gleb analizowanych katen.

(4)

Kulminację wyniesienia dennomorenowego kateny Przybora zajmują gleby płowe za ciekowe opadowo-glejowe (Pzo), natomiast stok swobodny gleby płowe gruntowo-glejowe (Pg), które w końcowym odcinku tego elementu stoku przechodzą w czarne ziemie z poziomem argic (Dt) (rys. 2A). W obrębie stoku usypiskowego wykształciły się czarne ziemie z poziomem cambic (Dc), natomiast na podnóżu kateny czarne ziemie właściwe (Dw). Najniższe położenie analizowanej sekwencji gleb (końcowy odcinek podnóża sto ku) zajmują czarne ziemie murszaste (Dm). Na kulminacji stoku Granowo także w y

kształciły się gleby płowre zaciekowe opadowo-glejowe (Pzo), które również tworzą po

krywę glebową stoku swobodnego o spadkach nie przekraczających 1,5% (rys. 2B). W

RYSUNEK 2A. Schemat rozmieszczenia stacjonarnych punktów badawczych w transekcie Przybroda

(Marcinek i in. 1994a, zmodyfikowany): S - kulminacja stoku, S2 - stok swobodny, T - stok usypisko

wy, A - podnóże, Pzo - gleby płowe zaciekowe opadowo-glejowe, Pg - gleby płowe zaciekowe grunto-

wo-glejowe, Dt - czarne ziemie z poziomem argillic, Dc - czarne ziemie zbrunatniałe, Dw - czarne ziemie

właściwe, Dm - czarne ziemie murszaste

FIGURE 2A. Diagram of distribution of stationary measurement spots in Przybroda transect (Marcinek

et. al. 1994, modified): S - summit, S2 - shoulder, T - pediment, A - footslope, Pzo -Aquic Glossudalfs,

Pg - Aquollic Hapludalfs, Dt - Typic Endoaquolls with cambic horizon, Dc - Typic Endoaquolls (mode

rately well drained), Dw - Typic Endoaquolls (somewhat poorly drained), Dm -Cumulic Endoaquolls

RYSUNEK 2B. Schemat rozmieszczenia stacjonarnych punktów badawczych w transekcie Granowo:

S - kulminacja stoku, S2 - stok swobodny, T - stok usypiskowy, A - podnóże, Pzo - gleby płowe

zaciekowe opadowo-glejowe, Pzg - gleby płowe zaciekowe gruntowo-glejowe, Dg - czarne ziemie glejowe

FIGURE 2B. Diagram of distribution of stationary measurement spots in Granowo transekt: S - summit,

S2 - shoulder, T - pediment, A - footslope, Pzo - Aquic Glossudalfs, Pzg - Oxyaquic Glossudalfs, Dg -

Typic Endoaquolls

(5)

230 M. Kozłowski, J. Komisarek

obrębie pedymentu, ze względu na płyciej zalegające zwierciadło wód gruntowych, wy kształciły się gleby płowe zaciekowe gruntowo-glejowe (Pzg), natomiast u podnóża sto ku czarne ziemie glejowe (Dg) (rys. 2B).

Najwyżej położony w katenie Przybroda pedon PI reprezentuje gleby płowe zacieko we opadowo-glejowe (Pzo), mające spiaszczone i dobrze wykształcone poziomy ochric (Ap), luvic (Et) oraz poziom zaciekowy glossic (tab. 1). Pomimo, że poziom argic jest poprzerywany w stropowej jego części (glossic), to jednak w glebach tych okresowo obserwuje się występowanie cech redoksymorficznych w spiaszczonych poziomach elu- wialnych. Spiaszczenie oraz miąższość poziomów ochric, luvic i glossic zadecydowały o zdolnościach retencyjnych gleb kulminacji dennomorenowej (tab. 1). Dlatego też, pozio my te charakteryzują się małymi zdolnościami retencyjnymi zarówno przy PPW (0,198- 0,253 m3 • m-3), jak i WTW (0,046-0,096 m3 • m'3). W poziomie iluwialnym argic zdolno ści retencyjne przy PPW zwiększają się do 0,288 m • m"3, co związane jest z większą zawartością frakcji ilastej oraz trwałą strukturą foremnowielościenną. Najniżej położona w katenie Przybroda czarna ziemia murszasta (P6), charakteryzuje się dużej miąższości poziomem akumulacyjno-próchnicznym mollic (tab. 1). Zdolności retencyjne tego epipedonu przy PPW wynoszą od 0,318 do 0,329 m3 • m'3 (tab. 1). Endopedony tej gleby charakteryzują się także dużą pojemnością wodną zarówno przy PPW, jak i WTW.

Poziomy ochric i luvic gleby płowej zaciekowej opadowo-glejowej (Ga3) kulminacji stoku Granowo wykazują uziamienie piasków gliniastych, natomiast endopedon glossic ma uziamienie od glin piaszczystych do gliny lekkiej, co zadecydowało o małych zdolno ściach retencyjnych tego pedonu (tab. 1). Poniżej zalega dobrze wykształcony iluwialny poziom argic, w którym wyraźnie zwiększają się zdolności retencyjne zarówno przy PPW (od 0,223 do 0,246 m3 • m'3), jak i WTW (od 0,081 do 0,114 m3 • m'3). Analizowana czarna ziemia podnóża stoku (Gal) ma uziamienie piasku gliniastego miąższego poziomu mollic (tab. 1). W poziomie tym zdolności retencyjne wynoszą od 0,262 do 0,353 m3 • m'3 przy PPW, natomiast od 0,068 do 0,099 m3 • m"3 przy WTW (tab. 1). W zalegającym poniżej poziomie glejowym zdolności retencyjne ulegają wyraźnemu zmniejszeniu, za równo przy PPW, jak i WTW.

Na rysunku 3 przedstawiono czasowe zmiany stanów retencji wody glebowej w 100 cm strefie korzenienia się roślin (SKR) na tle górnej (GGWŁD) i dolnej granicy wody łatwo dostępnej dla roślin (DGWŁD), a także na tle stanów wód gruntowych. W glebach płowych wyniesień dennomorenowych zdolności retencyjne w SKR przy GGWŁD wy nosiły 247 i 221 mm, natomiast przy DGWŁD 139 i 126 mm, kolejno dla PI i Ga3. Położone najniżej w reliefie czarne ziemie retencjonują od 250 do 318 mm przy GGWŁD i 132 mm oraz 179 mm przy DGWŁD (kolejno Gal i P6).

W okresie pomiarowym stany retencji w SKR najczęściej utrzymywały się pomiędzy GGWŁD a DGWŁD we wszystkich analizowanych pedonach (rys. 3). Jednakże w gle bach płowych stany retencji zbliżone były do DGWŁD, natomiast w czarnych ziemiach podnóży stoków stany te wyraźne były przesunięte w kierunku GGWŁD. Z przedstawio nej na rysunku 3 dynamiki stanów retencji wody glebowej w SKR wyraźnie zarysowała się cykliczność ich zmian. Po jesienno-zimowej regeneracji retencji wody w glebie, na stępowało jej wyczerpywanie, które rozpoczynało się w zależności od przebiegu warun ków meteorologicznych w danym roku od 3 dekady marca do 1 dekady kwietnia. Na stępnie obserwowano systematyczne zmniejszanie stanów retencji trwające do sierpnia. Okres początku regeneracji SRW (stany retencji wody) glebowej przypadał średnio na 3 dekadę sierpnia. Regeneracja retencji wody glebowej wyjątkowo w 2005 roku rozpoczęła się od 3 dekady lipca i przez okres jednego miesiąca obserwowano wzrost SRW

(6)

glebo-TABELA 1. Wybrane właściwości analizowanych gleb TABLE 1. Chosen properties o f investigated soils Poziom glebowy Sofl horizon Głębokość Deptli [cm]

Procentowa zawartość frakcji o średnicy O [mm]

Percentage o f soil particles at diameter [mm]

Grupa granulo metryczna Soil texture

Corg _{® PPW} _wtw a n

2,00-0,05 0 ,0 5 -0 ,0 0 2 < 0,002 P N -R-04033 _{U S D A 1975 [%]} [ i r f • nr3] [-] PI - Gleba pfowa zaciekowa opadowo-glejowa - Aquic Glossudalfe

Ap 0-28 76 18 6 PGś LS 0,80 0,361 0,218 0,046 0,04 6 9 0 1,31767 E lt 28-41 74 20 6 GśP SL 0,45 0,335 0,220 0,071 0,05 7 6 0 1,22822 E2tg 4 1 -5 0 72 21 7 GśP SL 0,29 0,325 0,198 0,047 0,05116 1,29827 E/B 5 0-6 0 65 23 12 GśP S L 0,28 0,34 0,253 0,096 0,03 9 8 0 1,19445 BI tg 60-7 2 60 23 17 GL SL 0,30 0,336 0,263 0,094 0,02191 1,23110 B2tg 7 2 -9 9 60 21 19 GL S L 0,23 0,334 0,288 0,110 0,01198 1,23028 B3tg 99-108 62 20 18 GL iSL 0,17 0,312 0,241 0,099 0,02755 1,20699 C l kg 108-130 65 20 15 GśP fSI, 0,08 0,304 0 ,227 0,100 0 ,0 2 9 3 6 1,22014 C2kg 130-150 64 25 11 GL iSL 0,05 - - - -

-P6 - Czarna ziemia murszasta - Cumulic Endoaquolls

Ap 0 -3 0 55 36 9 GL vffiL 5,50 0,441 0,318 0,111 0 ,03822 0,2171 A2 30-53 40 47 13 PŁP L 3,39 0,476 0,329 0,109 0 ,0 4 5 1 9 0,2 1 7 9 A3 53-68 52 38 10 G vlSL 1,34 - - - - -2Gk 68-8 4 30 50 20 GPŁ L 0,34 0,368 0,298 0,107 0,02123 1,2211 3G2k 84-95 12 52 36 IPŁ SCL 0,06 - - - - -3G3k 9 5 -1 2 0 7 55 38 IPŁ SCL - 0,398 0,318 0,118 0 ,02128 1,2115 D yn a m ik a u w ilg o tn ie n ia w w yb ra n yc h gl eb ac h p ło w yc h i cz ar ny ch zi em ia ch .. . 2 3 1

(7)

cd . ta b el i 1 - ta bl e con tinue d 232 M. Kozłowski, J. Komisarek G a l - C za rn a zi em ia g le jo w a - T yp ie End oa qu oll s 1 ,2 5 9 3 3 1 ,3 1 5 0 1 1 ,2 9 8 4 5 1 ,3 1 4 3 1 1 ,2 7 7 2 4 1 ,2 2 2 2 4 1 ,2 4 8 0 4 G a3 - G le b a p ło w a zac ie k o w a op ad o w o -g le jo w a - A q u ic G los su da lf c 1 ,3 5 2 7 9 1 ,3 5 6 8 7 1 ,2 8 9 1 9 1 ,2 3 4 1 8 oo O OO ir> 1 ,2 0 7 3 6 0 ,0 2 2 7 6 0 ,0 1 7 4 8 0 ,0 2 5 8 3 0 ,0 4 6 5 2 0 ,0 4 4 8 5 0 ,0 4 3 1 0 0 ,0 3 0 8 1 0 ,0 4 6 8 7 0 ,0 4 4 5 4 0 ,0 3 9 0 0 0 ,0 4 8 1 6 0 ,0 4 3 0 1 0 ,0 3 8 0 2 0 ,0 9 9 0 ,0 8 0 0 ,0 7 4 oo o" 0,0 5 9 oo 0 ,0 6 9 MD tj -o o" 0,0 3 8 0 ,0 5 1 0 ,0 7 7 0 ,1 1 4 0 ,0 8 1 0 ,3 4 0 0 ,3 5 3 rn o ' CS VO o" 0,2 1 1 0 ,2 1 7 0 ,2 1 1 r-_o CS o" 0,1 8 5 0 ,2 0 9 0 ,2 1 8 0 ,2 4 6 0 ,2 2 3 0 ,4 4 9 0 ,4 6 2 0 ,4 3 9 0 ,4 3 7 0 ,3 2 9 0 ,3 0 9 0 ,2 9 2 00 MD ro o" ; MD CS ! 0,3 2 1 0 ,3 2 3 0 ,3 1 7 0 ,3 0 3 3 ,5 4 3 ,1 0 4 ,4 3 2 ,2 0 0 ,2 4 oo 0 ,3 8 0 ,8 6 0 ,2 1 0 ,2 0 0 ,4 1 0 ,3 4 CS S L S L S L LS «3 on 00 LS LS SL SL 00 P G d P G d P G d P G d Gd P Gd P Gd P P G ś PG d Gd P GL GL O m m ! es m oo oo m a s 23 23 2 4 m m 26 un 00 Os 20 MD 20 un 7 3 6 4 ₇2 <N oo 67 9 9 ₇7 7 6 6 7 6 4 CS MD 0 9 0 -2 4 2 4 -3 6 3 6 -4 2 4 2 -5 1 5 1 -6 0 6 0 -7 8 7 8 -1 2 0 0 -2 5 2 5 -3 4 3 4 -4 6 4 6 -5 5 OO OO i ir) 8 8 -1 0 7 A p A 2 A 3 A 4 A C 2G1 2G 2 < El tg E /B B /E cp

5

B2 tg

wej, po czym ponowne jej wyczerpywanie do .g ok. 2 dekady listopada, •g* Związane było to z ma- łymi opadami w okresie

% września i października. J? Suma opadów z tych g miesięcy stanowiła 56% opadu z wielolecia dla g tego okresu, a więc pod Jh względem wilgotnościo- ^ wym był to okres bar-

f. dzo suchy.

Z punktu widzenia £ pobierania wody przez 'g § rośliny, ważna jest siła z g 1 j aką woda utrzymywana 3 « jest w glebie, dlatego też ^ J na rysunku 4 przedsta- g | wiono chronoizoplety 1 o potencjału macierzyste go § go wody glebowej (\|/m)

| <-£ w 150 cm warstwie ana- .c £ lizowanych gleb. Jako 8- 5 charakterystyczne war- I I tości \\f przyjęto - 1 0 *§ kPa i -l5)00 kPa, co od- i g powiada potencjałowi ! wody glebowej, kolejno © | przy PPW i WTW oraz -1 0 0 kPa. Ta ostatnia ■g | wartość charakteryzuje 8 .a silne przesuszenie gleb i | I silny stres roślin, spo- I -c wodow any deficytem

p wody [Feddes i in. 1997,

| | Van Dam i in. 1997].

£ I Wyraźnie zaznaczyły się

? ^ okresy zm n iejszan ia § .2 wartości w w okresie | s wegetacyjnym (przesu- | szania gleb) oraz stop- | ^ niowego wzrostu war- .« •£ tości w w okresie je- ^ g sienno-wiosennym (na- | wilżanie gleby). Jedno- ^ I cześnie na przedstawio- 0 ° g, nych izoliniach wyraźnie

(8)

RYSUNEK 3. Dynamika stanów retencji wody w warstwie 100 cm gleb przy (1) GGWŁD, (2) DGWŁD), (3) głębokości zalegania zwierciadła wód gruntowych na tle opadów atmosferycznych

FIGURE 3. Dynamics of water retention in 100 cm layer of soil in relation to the (1) GGWŁD, the (2) DGWŁD, (3) the depth to groundwater level on the background of precipitation

(9)

234 M. Kozłowski, J. Komis arek

R Y SU N E K 4. Chronoizoplety potencjału m acierzystego \\fm (jednostka pF) w 150 warstwie badanych gleb

(10)

zarysowały się przesunięcia czasowe w wyczerpywaniu wody z gleb i ich nawilżaniu. Podczas stopniowego jesiennego wzrostu wartości \jtm i regeneracji retencji wody glebo wej w poziomach powierzchniowych obserwowano jeszcze obniżanie się poziomu zwier ciadła wód gruntowych. O ile w glebach podnóży stoków związek ten realizował się w krótszych przedziałach czasowych, o tyle w pedonach położonych najwyżej w reliefie (PI, Ga3 ) różnica ta wynosiła nawet 3-4 miesiące i była większa w okresie nawilżania gleb, natomiast mniejsza w okresie ich wysychania. Wyraźnie zaznaczył się okres jesien nego wzrostu uwilgotnienia górnych partii profili gleb płowych wyniesień dennomorenowych w roku 2004, z jednoczesnym obniżaniem się zwierciadła wód gruntowych aż do połowy stycznia 2005 roku. W okresach wiosennych we wszystkich analizowanych pedonach obserwowano wartości \|/ powyżej -10 kPa, co związane było z retencją wody wyższą lub zbliżoną do GG

w£b.

Następnie obserwowano stopniowy wzrost siły ssącej gleby, szczególnie w epipedonach i w zalegających bezpośrednio pod nimi endopedonach. W badanych glebach płowych zaciekowych średnio do 1 dekady czerwca uwil gotnienie głębszych endopedonów odpowiadało potencjałowi macierzystemu wynoszą cemu około \jf = -1 0 kPa. W glebach tych obserwowano wartości \j/ -100 kPa do głębokości około 70-90 cm, które obejmowały większą część iluwialnego poziomu argic, W poziomach ochric, luvic i stropowej części poziomu glossic (do głębokości około 30- 40 cm) obserwowano wartości \(/m -1500 kPa i niższe, co odpowiadało wilgotnością mniejszym lub równym WTW. Stan ten przypadał średnio na lipiec i sierpień. Szczegól nie w sezonie wegetacyjnym 2006 roku analizowane gleby charakteryzowały się głębo kim przesuszeniem profilu, co spowodowane było małymi opadami w czerwcu i lipcu. Pod względem opadów miesiące te można zaliczyć do suchych i skrajnie suchych. W glebach zajmujących niższe położenia w reliefie głębokość występowania wartości \|/ - 100 kPa zmniejszała się i w czarnych ziemiach podnóży stoków obejmowała 30 cm miąższość poziomu mollic pedonu P6 oraz 40 cm miąższość epipedonu gleby G al. W badanych czarnych ziemiach obserwowano wartości \|/m mniejsze i równe -1500 kPa do głębokości 15 i 20 cm, kolejno P6 i G al. Po letnim przesuszeniu gleb obserwowano stopniową odbudowę retencji wody glebowej i wzrost wartości potencjału macierzyste go wody glebowej.

Na rysunku 5 przedstawiono spektrum uwilgotnienia analizowanych gleb. Średnia wilgotność z okresu przeprowadzonych badań w glebach płowych zaciekowych wynie sień dennomorenowych (PI i Ga3) była mniejsza od PPW (\|/ = -10 kPa) do głębokości ok. 150 cm. Głębokość ta w analizowanych czarnych ziemiach wynosiła 60 i 70 cm (kolejno P6 i Ga3). Jednocześnie w poziomach powierzchniowych analizowanych gleb obserwowano większe zróżnicowanie uwilgotnienia w porównaniu z poziomami niżej zalegającymi, gdzie zasięg ten wyraźnie malał wraz ze wzrostem głębokości. To profilo we czasowe zróżnicowanie uwilgotnienia gleb dobrze obrazują wyniki przeprowadzonej analizy geostatystycznej przedstawione w tabeli 2. Z danych tych wynika, że dynamika uwilgotnienia gleb płowych wyniesień dennomorenowych skorelowana jest w czasie od 17 tygodni na głębokości 10 cm do 63 tygodni na głębokości 150 cm. W czarnych ziemiach podnóży stoków czas ten wahał się w zakresie od 16 tygodni dla głębokości 10 cm do 52 tygodni na głębokości 150 cm.

DYSKUSJA

Badania niniejsze potwierdziły cykliczność zmian uwilgotnienia gleb obejmującą ich przesuszanie w okresie wegetacyjnym oraz jesienno-wiosenne nawilżanie [Marcinek i in.

(11)

236 M. Kozłowski, J. Komisarek

RYSUNEK 5. Spektrum zmian wilgotności gleb na tle polowej pojemności wodnej (1), średniej zawarto ści wody (2) i dolnej granicy wody łatwo dostępnej dla roślin (3)

FIGURE 5. Spectrum o f changes o f soil water content in relation to the field capacity (1), the average water content (2) and the lower limit o f readily plant available water (3)

1990, 1994, Spychalski 1998, Marcinek, Komisarek 2000, Komisarek 2000, Komisarek, Kozłowski 2005]. Jednak z punktu widzenia genezy i ewolucji gleb oraz produkcji roślin nej ważne jest określenie jak głęboko, kiedy w okresie wegetacyjnym i do jakich wartości

następuje przesuszenie gleb.

Położone na wyniesieniach dennomorenowych gleby płowe zaciekow e (P I, Ga3) ule gają silnemu i głębokiemu przesuszeniu w okresie wegetacyjnym, jednak otrzymane w y niki badań nie potwierdzają obserwowanego przez Marcinka i in. [1994] ich przesuszenia

do wartości - 1 5 0 0 kPa do głębokości 100 cm. Z przeprowadzonych obserwacji

wynika, że w glebach tych do około 70-90 cm występują wartości -1 0 0 kPa. Naj

w iększe i najgłębsze przesuszenie pedonów przypadało na m iesiące lipiec i sierpień. To przesuszenie, będące skutkiem niedoborów opadów w stosunku do ewapotranspiracji przyczynia się do wyczerpywania wody łatwo dostępnej dla roślin. W glebach tych

(12)

źró-T A B E L A 2. P ar am et ry zm ie nn oś ci cz as ow ej uw il go tn ie ni a g le b T A B L E 2. P ar am et er s of so ils m oi st ur e te m p o ra l v ar ia b il it y

dłem wody dostępnej dla roślin jest zretencjonowana woda opadowa, a wody gruntowe w okresie przesu szenia i niedoborów zalegają zbyt głęboko, aby mogły istotnie wpły wać na uwilgotnienie strefy korze nienia się roślin, dlatego też, w gle bach płowych zaciekowych wynie sień dennomorenowych średnia za wartość wody była mniejsza od polowej pojemności wodnej do głębo kości około 150 cm.

Również gleby zajmujące najniż sze położenie w reliefie, ulegają wy raźnemu przesuszeniu w okresie wegetacyjnym, które jest jednak łagodzone przez płyciej zalegające wody gruntowe, na co zwrócono uwagę w pracach M arcinka i in. [1990, 1994], S pychalskiego [1998], M arcinka, K om isarek [2000] oraz Komisarek [2000]. W przeprowadzonych badaniach wy kazano, że przesuszenie czarnych ziem podnóży katen sięga do głębo kości ok. 30-40 cm i realizuje się w tych samych miesiącach co w pedonach wyniesień dennomoreno wych. Pomimo silnego przesusze nia poziomu mollic Q¥ < -100 kPa) w strefie korzenienia się roślin tych gleb nie występują niedobory wody łatwo dostępnej dla roślin, co zwią zane jest z płytkim zaleganiem wód gruntowych, które powoduje, że średnia wilgotność odpowiadająca polowej pojemności wodnej wystę puje na głębokości od 60 cm (P6) do 75 cm (Gal).

Pomimo przesuszania gleb i ich nawilżania, zmiany zawartości wody w profilu glebowym zachodzą stop niowo, charakteryzując się dużą zmiennością systematyczną i małą losową. System atyczność zmian uwilgotnienia gleb należy wiązać z cyklami przesychania pedonów, jak również ich nawilżania, na co zwró cono uwagę we wcześniejszych

ba-Głębokość P I G a3 P6 G a l

De

pth

[cm

]

U,

T

|~M

od

el

^

|c

la

~j

M

od

el

C( 1

|c

la

iM

od

el

C

0 1c

la

~

1 M

od

el

[m

3 •

m

f3]

[irf

• m

r3]

10 2, 01 2-05 1 .9 E -0 3 17 ,4 S 2 ,5 E -0 4 2 .1 & 0 3 17 ,0 S 4.2E-03 l,3 B -0 2 18 ,0 S 2,6E-03 6.3E -03 16 ,0 S 30 l,0E -0 4 2 ,lE -0 3 21 ,4 S 1 .1 E -0 4 l,8 E -0 3 20 ,0 S l,0 E -0 4 3.9E -03 21 ,6 S 3,6E-0 4 3,4E -03 20 ,3 S _____ 50 4,0E -05 2,0 E -03 22 ,9 G l,0 E r0 4 3 ,lE -0 3 22 ,2 S 1 .2 E -0 4 1 ,1 & 03 26 ,0 S l,4E -0 4 1. 5 E -0 3 26 ,0 S _____ 70 1 .2 E -0 4 2,3E-0 3 27 ,4 G 1 .5 E -0 4 l,2 E -0 3 26 ,0 S 3,0E -05 4,7E-04 29 ,8 S 5.6E-05 8. 3 E -0 4 32 ,8 S 90 9.9 E-05 9, 0E -0 4 31 ,6 G 3.4 E -05 6 ,8 E -0 4 30 ,9 S 2 .0 & 0 5 l,2 E-04 35 ,9 S 2,2 E-05 2,2 E -04 34 ,7 S ____ 11 0 2 ,lE -0 4 5 .9 E -0 4 42 ,9 G 2,2E -05 3, 2E -0 4 34 ,8 S l,9 E -0 5 5,2E -05 49 ,6 S 1.2 E -05 l, lE -0 4 4 2, 5 S 13 0 4,8E -05 5 .3 E -0 4 57 ,1 G 5.7 E -06 l,2E -0 4 44 ,3 S 8.8E -06 7.4E -05 50 ,4 S 9.5E-06 l,4 E-04 38 ,0 S 15 0 9,2 E -0 5 2.4 E-04 63 ,4 G l,2 E -0 5 2 ,7 E -0 4 59 ,5 S 2, 0E-05 9,5E -05 52 ,0 S 2, 3 I> 0 5 2.7E -04 45 ,0 S

C

0 -

2

mi

en

no

ść

bs

ow

a

- r

an

do

m

va

ria

bi

lit

y(

nu

gg

et

eff

ec

t)

[m

3 •

m

'3]

2,

C

-

zm

ien

no

ść

sy

ste

m

aty

cz

na

-

sy

ste

m

ati

c

va

ria

bil

ity

[ir

f-n

T3

],,

a

—

cz

as

sk

or

el

ow

an

ia

uw

ilg

otn

ien

ia

gle

b

[ty

go

dn

ie]

-

the

tim

e

co

rre

lat

ion

ran

ge

of

so

il

m

ois

tur

e

[w

ee

ks

],

S

—

m

od

el

sfe

ry

cz

ny

-

sp

he

ric

al

m

od

el,

G

—

m

od

el

Ga

us

sa

-

G

au

ss

ia

n

m

od

el

(13)

238 M. Kozłowski J. Komisarek

daniach [Komisarek 2000, 2008, Komisarek i in. 2008]. Potwierdzają to okresy czasowe, w których uwilgotnienie 150 cm warstwy gleb było skorelowane (16-63 tygodni). Wraz z głębokością, czas systematycznych zmian zawartości wody w glebie wydłużał się. Jednocześnie w glebach płowych czas ten w dolnych ednopedonach był dłuższy, aniżeli w czarnych ziemiach, co związane jest z większym oddziaływaniem zwierciadła wód gruntowych na dynamikę wody glebowej w obrębie podnóży stoków. Wydają się po twierdzać to wyniki badań Komisarek [2000] oraz Kozłowskiego i in. [2011], z których wynika, że stany wód gruntowych w glebach płowych wyniesień dennomorenowych są najdłużej skorelowane w porównaniu z czarnymi ziemiami podnóży stoków.

PODSUMOWANIE

Na podstawie przeprowadzonych badań stwierdzono, że:

1. Gleby płowe zaciekowe wyniesień dennomorenowych ulegają silnemu i głębokiemu przesuszeniu. W pedonach tych do głębokości około 90 cm występują wartości \|fm - 100 kPa, natomiast do 30-40 cm -1500 kPa. Wraz z obniżeniem położenia gleb w reliefie maleje głębokość ich przesuszenia oraz zmniejszająsię niedobory wody łatwo dostępnej dla roślin. W czarnych ziemiach podnóży stoków przesuszenie do warto ści \|fm - 100 kPa sięga do głębokości 30-40 cm, a do głębokości 15-30 cm obserwo wano zawartości wody odpowiadające wartością \\rm - 1500 kPa.

2. Średnia głębokość strefy uwilgotnienia równego polowej pojemności wodnej w gle bach płowych zaciekowych, położonych na kulminacjach stoków (PI, Ga3), wynosi około 150 cm, natomiast w czarnych ziemiach podnóży stoków (P6, G al) 60-70 cm. 3. Czas skorelowania zmian zawartości wody w glebach płowych i czarnych ziemiach

zwiększa się wraz z głębokością, natomiast wraz z niższym położeniem pedonów w katenie czas ten w spągowych endopedonach skraca się.

LITERATURA

BOUMA J. 1983: Hydrology and soil genesis of soil with aquic moisture regimes. [W:] Pedogenesis and soil taxonomy. I. Concept and interaction. Red. L.P. Wilding, N.E. Smeck, G.F. Hall. Development in soil Science 11 A. Elsevier, Amsterdam: 253-281.

BOUMA J. 1989: Using soil survey data for quantitative land evaluation. Adv. Soil Sci. 9: 177-213. CAMPBELL G.S. 1985: Soil physic with basic. Transport model for soil-plant system. Dev. in Soil Sci. 14: 150 ss. EITZINGER J., MARINCOVIC D., HOSCH J. 2002: Sensitivity o f different evapotranspiration calculation

methods in different crop-weather models. [In: ] Proceeding o f the International Environmental Mode ling and Software Society (IEMSS). Integrated Assessment and Decision, June 24-27. Lugano-Switzerland. 4: 23-29.

EITZINGER J., TRNKA M., HOSCH J., ZALUD Z., DUBROVSKY M. 2004: Comparison of CERES, WO- FOST and SWAP models in simulating soil water content during growing season under different soil condition. Ecol. Model. 171: 233-246.

FEDDES R.A., KOOPMANS R.W.R., VAN DAM J.C. 1997: Agrohydrology. Department o f Environmental Sciences, Wangeningen: 102-121.

VAN DAM J.C., HUYGEN J., WESSELING J.G., FEDDES R.A., KABAT P., VAN WALSUM P.E.V., GRO- ENENDUK P., VAN DEEPEN C.A., 1997: Theory o f SWAP version 2.0. Simulation o f water flow, solute transport and plant growth in the Soil-Water-Atmosphere-Plant environment. Report 71, Subdep. Water Resources, Wageningen University, Technical document 45, Alterra Green World Research, Wageningen. VAN GENUCHTEN M.TH. 1980: A closed-form equation for predicting the hydraulic conductivity o f unsa

turated soil. Soil Sci. Soc. Amer. J. 44: 892-898.

VAN GENUCHTEN M.TH., LEU F.J., YATES S.R. 1991: The RETC code for quantifying the hydraulic function of unsaturated soil. US. EPA/600/2-91/065.

(14)

GOLDEN SOFTWARE 2002: Surfer version 8.01. Surface Mapping System. Colorado.

KLUTE A. 1986: Water retention: Laboratory methods. [In:] Method o f soil analysis. P. 1. Physical and mineralogical methods. R. A. Klute, Agronomy Monograph 9. ASA-SSSA, Madison: 635-660.

KOMISAREK J. 2000: Kształtowanie się właściwości gleb płowych i czarnych ziem oraz chemizmu wód gruntowych w katenie falistej Pojezierza Poznańskiego. Rocz. AR Pozn. Rozp. Nauk. 307.

KOMISAREK J. 2008: Zmienność czasowa zawartości wody w strefie korzenienia roślin w glebie płowej zaciekowej opadowo-glejowej. Rocz. Glebozn. 59: 130-138.

KOMISAREK J., KOZŁOWSKI 2005: Zastosowanie symulacyjnego modelu SWAP do oceny bilansu wodnego gleby płowej zaciekowej falistej moreny dennej Pojezierza Poznańskiego. Rocz. AR Pozn. 356, Melior.

Ins. Środ. 26: 223-231.

KOMISAREK J., KOZŁOWSKI M., WIATROWSKA K. 2008. Deficiencies o f plant available water in soil catena o f undulating ground moraine. Nauka Przyr. Technol. 2, 3, #23.

KOZŁOWSKI M., KOMISAREK J., WIATROWSKA K. 2011: Temporal variation o f the groundwater level in the topohydrosequence o f undulating ground moraine o f the Poznań Lakeland, (w druku).

KOZŁOWSKI M. 2007: Reżim wodny gleb i chemizm wód gruntowych w układach katenalnych Pojezierza Poznańskiego. Maszyn. Kat. Glebozn. i Rekul. Poznań.

MARCINEK J. 1992: Parametryzacja środowiska wodnego w aspekcie gospodarki wodnej gleb. Pr obi. Agrofiz. 67: 20-52.

MARCINEK J., KAŹMIEROWSKI C., KOMISAREK J. 1998: Rozmieszczenie gleb i zróżnicowanie ich właściwości w katenie falistej moreny dennej Pojezierza Poznańskiego. Zesz. Prob. Post. Nauk Roln. 460: 53-73.

MARCINEK J., KOMISAREK J., SPYCHALSKI M. 1990: Obieg wody w mikrozlewni rolniczej. [W:] Obieg wody i bariery biogeochemiczne w krajobrazie rolniczym. Red. L Ryszkowski., J. Marcinek, A. Kędziora. Wyd. UAM, Poznań 69-96.

MARCINEK J., KOMISAREK J. 1991: Rozmieszczenie materii organicznej w układach katenalnych gleb Wielkopolski. Rocz. AR Pozn. 224, Mel. 5: 65-81.

MARCINEK J., KOMISAREK J. 2000: Wpływ naturalnych warunków drenażu gleb na ich reżim wodny. Rocz.

AR Pozn. 317, Roln. 56: 79-88.

MARCINEK J., SPYCHALSKI M., KOMISAREK J. 1994: Dynamika wody glebowej w glebach autogenicz- nych i semihydrogenicznych w układzie toposekwencyjnym moreny dennej Pojezierza Poznańskiego.

Rocz. AR Pozn. 268, Mel. Inż. Środ 15, cz. I: 131-145.

MARCINEK J., WIŚLAŃSKA A. 1984: Asocjacje czarnych ziem i gleb płowych falistej moreny dennej Równiny Kościańskiej. Rocz. AR Pozn. 149: 65-81.

MOCEK A., OWCZARZAK W., KACZMAREK Z. 2002: Zmiany zalegania zwierciadła wód gruntowych w glebach otaczających wyrobisko węgla brunatnego „Koźmin”. Rocz. AR Pozn. 342, Melior. Inż. Środ. 23: 331-342.

PANNATIER Y. 1996: VARIOWIN: Software for Spatial Data Analysis in 2D. Springer Verlag, 91 pp. RAO N.H. 1998: Grouping water storage properties o f Indian soils for soil water balance model application.

Agic. Water Manage. 29: 201-213.

RAWLINS S. L., CAMPBELL G.S. 1986: Water potential: Thermocouple methods. [In:] Methods o f soil analysis. P I. Physical and mineralogical methods. Red. A. Klute, Agronomy Monograph 9. ASA-SSSA, Madison: 597-617.

RZĄSA ST., MOCEK A., OWCZARZAK W. 2000: Podatność gleb na kopalnianą degradację odwodnieniową w aspekcie merytorycznym i formalnym. Rocz. AR Pozn. 317, Roln. 56: 225-239.

SPYCHALSKI M. 1998. Gospodarka wodna wybranych gleb uprawnych Pojezierzy Poznańskiego i Leszczyń skiego. Rocz. AR. Pozn. Rozpr. Nauk. 284.

WARRICK A.W., MYERS D.E., AND NIELSEN D.R. 1986: Geostatistical methods applied to soil science. [W:] Method o f soil analysis. P. I. Physical and mineralogical methods. R. A. Klute, Agronomy Mono graph 9. ASA-SSSA, Madison: 53-82.

YALLON D.H. 1997: Soil in the Mediterranean region: what makes them different? Catena 28: 157-169.

Dr inż. Michał Kozłowski

Katedra Gleboznawstwa i Rekultywacji Uniwersytet Przyrodniczy w Poznaniu ul. Piątkowska 94,

60-649 Poznań

Dynamika uwilgotnienia w wybranych glebach płowych i czarnych ziemiach na Pojezierzu Poznańskim