BW6.10 Atmosphäre Transpiration Blattoberfläche

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1 BW6.10 Atmosphäre Transpiration Blattoberfläche
Niederschlag und Bewässerung Interzeptions-verlust Verlust via Blatt-spaltöffnung Evaporation vom Boden Aufnahme durch Wurzelhaare Abfluss Boden Wurzel Die Wasserbewegung im Boden-Pflanzen-Atmosphären-Kontinuum im humiden Klima. Das Wasser folgt einem Potentialgradienten vom höch-sten (hier am wenigstens negativ, -50 kPa im Boden) zum niedrigsten ( kPa in der Atmosphäre). Die Hauptwiderstände sind die Boden/ Wurzel- und Blatt/Atmosphäre-Grenzschichten. BW6.10 kapillarer Aufstieg Versickerung

2 saubere Glas- oberfläche
Wasser-tropfen saubere Glas- oberfläche Meniskus fettige Oberfläche Wasser Luft h Die Wechselwirkung von Wasser mit einer hydrophilen (links) oder einer hydrophoben (rechts) Oberfläche führt zu einem charakteristischen Kontaktwinkel α. Umgibt die Oberfläche das Wasser in Form einer Röhre, so bildet sich wegen den Adhäsions- und Kohäsionskräften eine gekrümmte Grenzfläche, der sogenannte Meniskus. Im hydrophilen Fall (links) kommt es zum kapillaren Aufstieg, weil P2<P1, der Luftdruck in der Atmosphäre, bis P1=P2, d.h., bis das Gewicht der Wassersäule so gross ist wie die Druckdifferenz P1-P2. Im hydrophoben Fall (rechts) kommt es zur kapillaren Depression. Die aufwärts gerichtete Kraft ist eine Funktion der Oberflächenspannung T, des Umfangs der Röhre 2πr und des Kontaktwinkels α: T∙2πr∙cosα Die abwärts gerichtete Kraft ist eine Funktin der Dichte, des Wasser-volumens über der freien Wasseroberfläche hπr2, und der Erdbeschleu-nigung g: d∙hπr2∙g Im Gleichgewichtszustand, also wenn der kapillare Aufstieg erfolgt ist, sind die beiden Kräfte gleich gross: T∙2πr∙cosα = d∙hπr2∙g Durch Umformen erhält man die Höhe des kapillaren Aufstiegs: h=(2Tcosα)/rdg Der Kontaktwinkel α ist im Boden ~0°, und die die Grössen T, d, und g sind für eine gegebeneTemperatur konstant, so dass sie zu einer Konstanten kombiniert werden können. Die obige Formel vereinfacht sich also zu: h [cm] = 0.15 [cm2]/r[cm]. BW5.5

3 BW5.2 Adhäsion Kohäsion Oberfläche eines Boden- teilchens H-Brücken
Die Adhäsion bezieht sich auf die Wechselwirkung zwischen Wassermolekülen, die Kohäsion auf die Wechselwirkung zwischen Wasser und einer festen Oberfläche. Wasserstoffbrückenbindungen sind für beide Fälle verantwortlich. BW5.2

4 Die Ladungsverteilung in einem Wassermolekül
Die Wasserstoffbrückenbindung ist ein Resultat der polaren Natur des H2O-Moleküls: obwohl das Molekül als ganzes natürlich ungeladen ist, sind positive und negative Ladungen innerhalb des Moleküls ungleich verteilt: die im Vergleich zum Wasserstoff (2.1) sehr hohe Elektronegativität des Sauerstoffs (3.5) sorgt für eine negative Partialladung beim O und eine positive Partialladung in der Ebene der H-Atome: ein Wassermolekül ist also dipolar, was viele ungewöhnliche Eigenschaften des Wassers erklärt, z.B. seinen hohen Siedepunkt (etwa im Vergleich zum strukturell analogen H2S-Molekül).

5 Die Ladungsverteilung im Wassermolekül bunt dargestellt.

6 BW5.11 A B gelöste Stoffe Wassermoleküle
wasserdurchlässige Membran wasser- und stoffdurchlässige Membran dest. Wasser feuchter Boden osmotisches Potential Matrixpotential Quecksilber Bodenwasser-potential Wassermoleküle gelöste Stoffe B A Links: ein Behälter mit Bodenmaterial sei von reinem Wasser durch eine Membran getrennt, die Wasser durchlässt, nicht aber lösliche Substan-zen; weiterhin sei der Wasserbehälter an ein Quecksilbermanometer an-geschlossen. Das Wasser wird sich dann durch die Membran in den Boden bewegen, als Reaktion auf die Kapillarkräfte, die von den Boden-teilchen ausgehen, und auf die osmotischen Kräfte, die von den Ionen in der Bodenlösung ausgehen. Im GGW-Zustand (keine Wasserbewegung mehr) ist die Höhe der Quecksilbersäule über dem Reservoir ein Mass für das kombinierte Bodenwasserpotential (Matrix + osmotisch, ψm+ψo). Rechts: zwischen Boden und reines Wasser sei ein Behälter eingescho-ben, der vom Boden durch eine für Wasser und gelöste Stoffe durch-lässige Membran getrennt ist, und vom reinen Wasser durch eine Membran, die nur wasserdurchlässig ist. Ionen werden sich aus dem Boden in den mittleren Behälter bewegen, bis sich ein Konzentrations-gleichgewicht eingestellt hat. Die Höhe der Quecksilbersäule im U-förmigen Manometer ist dann ein Mass für das osmotische Potential ψo , und die Höhe der Quecksilbersäule über dem Reservoir ist ein Mass für das Matrixpotential ψm. Da sich alle Behälter auf der gleichen Höhe befinden, spielt das Gravitationspotential ψz hier keine Rolle. BW5.11

7 BW5.6 Grobsand Feinsand Röhrenradius Kapillaraufstieg (cm)
Zeit (Tage) Grobsand Feinsand Röhrenradius Sand toniger Lehm lehmiger Sand Kapillaraufstieg (cm) Links oben: je enger die Kapillaren, desto höher der Aufstieg. Auf Böden übertragen heisst das: je kleiner die Poren, desto höher der Aufstieg (rechts oben, und unten). BW5.6

8 Biogene Makroporen im Boden: Regenwurmgänge.

9 Eine Makropore und viele Mikroporen unter dem Mikroskop.

10 Das hydraulische Potential ψH, das Matrixpotential ψm, das Gravitations-potential ψz und der Wassergehalt im GGW (—), bei Versickerung (---) und kapillarem Aufstieg (∙∙∙∙). GWO: Grundwasseroberfläche SS5.4-3

11 BW1.17 Luft 20-30% Wasser Minerale 45% Organisch 5% Poren-raum
Boden-feststoffe Ein naturnaher Lehmboden besteht etwa zu 50% aus Feststoffen und zu 50% aus Poren. Bei einem ausgetrockneten Boden ist das Porenvolumen mit Luft, bei einem gesättigten Boden mit Wasser gefüllt. Die Abbildung zeigt einen Zustand, der für das Pflanzenwachstum ideal ist. Der Wassergehalt eines Bodens kann auf zwei verschiedene Arten angegeben werden: Der volumetrische Wassergehalt (oft mit Θ bezeichnet) setzt das von Wasser eingenommene Porenvolumen (Vw, hier die graue Fläche) in Beziehung in Bezieung zum Gesamtvolumen V des Bodens: Θ = Vw/V; Der gravimetrische Wassergehalt (verschiedentlich mit Θg oder Θm bezeichnet) setzt die Masse des Wassers in Beziehung zur Masse des Feststoffe (also zur Masse des trockenen Bodens): Mw/Mm; Diese beiden Kenngrössen der Bodenfeuchte können ineinander umgerechnet werden, wenn die Lagerungsdichte ρb bekannt ist: Volumetrischer Wassergehalt = gravimetrischer Wassergehalt · Lagerungsdichte BW1.17

12 Bodenwassercharakteristika (oder Saugspannungskurven) verschiedener Bodenarten.
FK: Feldkapazität, PWP: permanenter Welkepunkt, pF=-log(ψm), falls das Matrixpontential in cm Wassersäule ausgedrückt wird (weitverbreitet aber veraltet, da nicht SI-kompatibel) SS5.4-4

13 BW5.30 Sättigung Feldkapazität permanenter Welkepunkt Festphase
Luft Festphase Wasser Sättigung Feldkapazität permanenter Welkepunkt gesättigter Boden hygroskopischer Koeffizient Porenraum Zur Illustration einiger Konzepte der Bodenwassercharakteristik, am Beispiel von 100g eines krümeligen schluffigen Lehms verschiedener Feuchtigkeit. Bei Sättigung ist der gesamte Porenraum mit Wasser gefüllt; das Matrix-potential ψm ist dann gleich 0, und der volumetrische Wassergehalt entspricht der Porosität. Die Feldkapazität ist erreicht, sobald Wasser aus den grösseren Poren (Makroporen) dem Gravitationspotential folgend dräniert ist und somit Kapillarkräfte ins Spiel kommen. In diesem Zustand ist etwa die Hälfte des Porenvolumens mit Luft gefüllt, und das Matrixpotential reicht von -10 bis -30 kPa. Am permanenten Welkepunkt enthält der Boden immer noch eine beträchtliche Menge Wasser, das aber von Pflanzen nicht mehr aufgenommen werden kann (Ausnahme: Xerophyten); er beträgt für die meisten Pflanzen kP (entspricht -15 bar oder einer Wassersäule von 153 m), aber manche Xerophyten können auch noch gegen ein Matrixpotential ψm von bis zu kP dem Boden Wasser entziehen. Der hygroskopische Koeffizient bezeichnet denjenigen Wassergehalt des Bodens, bei dem das Wasser nicht mehr mobil ist (allenfalls noch in der Gasphase), da entweder in die Kristallstruktur eingebaut (z.B. Fe2O3·H2O) oder quasi-kristallin an die Oberfläche von Tonteilchen gebunden. BW5.30

14 BW5.32 Bodenwassergehalt θ (Vol.-%) Bodenwasserpotential (kPa)
permanenter Welkepunkt kapillares Wasser verfügbares Wasser optimale Zone schnell verfügbar Gravitationswasser maximales Rückhaltevermögen hygroskopischer Koeffizient nicht verfügbar hygroskopisches Wasser Feldkapazität (hoch) Bodenwasserpotential (kPa) (tief) Bodenwassergehalt θ (Vol.-%) Die Saugspannungskurve (Bodenwassercharakeristik) eines Lehm-bodens und deren qualitative, begriffliche Beschreibung. Die gezackten Linien rechts deuten darauf hin, dass Begriffe wie Feldkapazität und permanenter Welkepunkt quantitativ nicht präzise definierbar sind. BW5.32

15 Bodenwassergehalt θ (Vol.-%)
Feldkapazität verfügbares Wasser Bodenwassergehalt θ (Vol.-%) permanenter Welkepunkt Die Abbildung zeigt den allgemeinen Zusammenhang zwischen Boden-wassercharakteristika (Feldkapazität, permanenter Welkepunkt) und Korngrössenverteilung. Der PWP nimmt mit zunehmender Feinheit der Textur zu: beträgt etwa der Wassergehalt zweier unterschiedlicher Bodenarten 10%, so können Pflanzen einem sandigem Lehm noch Wasser entziehen, nicht aber einem tonigem Lehm. Die Feldkapazität nimmt mit zunehmender Feinheit bis zum schluffigem Lehm zu, bleibt dann aber konstant. nicht verfügbares Wasser Sand sandiger Lehm Lehm schluffiger Lehm toniger Lehm Ton Korngrössenverteilung BW5.33

16 BW5.27 Obere Bodenschicht: Lehm, untere Bodenschicht: Sand.
Oben: Wasser wird auf die Bodenoberfläche appliziert, und nach 40 min hat es sich lateral und vertikal etwa gleich weit von der Quelle weg bewegt. Mitte: die Befeuchtungsfront trifft auf die Sandschicht, und die vertikale Versickerung kommt zum Erliegen; auch nach 110 min hat sich das Wasser noch nicht in die Sandschicht bewegt, deren grosse Poren zuwenig Kapillarkraft auf das Wasser ausüben. Unten: Nach 400 min ist der Wassergehalt über der Sandschicht gross genug (und damit ψm klein genug), dass Wasser in die Sandschicht eindringen kann. BW5.27

17 BW5.20 Std Tiefe (cm) Distanz von der Furchenmitte (cm) sandiger Lehm
toniger Lehm sandiger Lehm Tiefe (cm) Distanz von der Furchenmitte (cm) Std Ein Vergleich der Perkolationsraten von Wasser aus Bewässerungs-furchen: links: sandiger Lehm, rechts: toniger Lehm. Wegen der grösseren Makroporosität des sandigen Lehms ist dort besonders die vertikale Versickerungskomponente viel höher, während die stärkeren Kapillarkräfte (kleinere Poren) im tonigen Lehm zu einer grösseren lateralen Wasserbewegung im Boden führen. BW5.20

18 BW5.24 Doppelring- Infiltrometer lehmiger Sand
Infiltrationsrate (cm/Std) Zeit nach Wasserzugabe (Std) Doppelring- Infiltrometer schluffiger Lehm expandierender Ton lehmiger Sand Zu Beginn des Infiltrationsprozesses ist die Versickerungsrate am höchsten, aus zweierlei Gründen: Erstens wirkt dann ausser der Gravitation auch noch die Kapillarkraft auf das infiltrierende Wasser, zweitens verändert sich das Bodengefüge (und somit die Makroporosität) mancher Bodenarten während des Infiltrationsprozesses. Böden mit hohem Anteil an Montmorillonit in der Tonfraktion schliessen mit zunehmender Bodenfeuchte ihre Schwundrisse, wodurch sich die Infiltrationsrate stark reduziert. Die hier gegen die Zeit aufgetragene Infiltrationsrate i nähert sich, je nach Bodenart verschieden schnell, asymptotisch der Infiltrabilität, der bei Sättigung maximal möglichen Infiltrationsrate. Die Kurven werden beschrieben durch: i=0.5∙s/√t + Ksat (bei vertikaler Infiltration), wobei s die Sorptivität eines Bodens ist und Ksat seine gesättigte Wasserleitfähigkeit. Soll die kumulative Infiltration I berechnet werden, so ergibt die obige Gleichung nach Integration: I=s∙√t + Ksat∙t BW5.24

19 Die Wasserleitfähigkeit als Funktion der Wasserspannung und der Bodenart.