PANNON EGYETEM GEORGIKON MEZŐGAZDASÁGTUDOMÁNYI KAR Növénytermesztési és Kertészeti Tudományok Doktori Iskola

PANNON EGYETEM GEORGIKON MEZŐGAZDASÁGTUDOMÁNYI KAR Növénytermesztési és Kertészeti Tudományok Doktori Iskola Iskolavezető: Dr. Gáborjányi Richárd az MTA doktora Témavezető: Dr. Makó András a mezőgazdasági tudomány kandidátusa

TALAJOK SZERVES FOLYADÉKVISSZATARTÓ - ÉS FOLYADÉKVEZETŐ - KÉPESSÉGE

DOKTORI (PhD) ÉRTEKEZÉS

Készítette: ELEK BARBARA

KESZTHELY 2009

2

TALAJOK SZERVES FOLYADÉKVISSZATARTÓ - ÉS FOLYADÉKVEZETŐ - KÉPESSÉGE Értekezés doktori (PhD) fokozat elnyerése érdekében a Pannon Egyetem Növénytermesztési és Kertészeti Tudományok Doktori Iskolájához tartozóan Írta: Elek Barbara Témavezető: Dr. Makó András Elfogadásra javaslom (igen / nem)

……………………….. (aláírás)

A jelölt a doktori szigorlaton …......... % -ot ért el,

Az értekezést bírálóként elfogadásra javaslom: Bíráló neve: …........................ …................. igen /nem ………………………. (aláírás) Bíráló neve: …........................ ….................) igen /nem ………………………. (aláírás) *Bíráló neve: …........................ ….................) igen /nem ………………………. (aláírás) A jelölt az értekezés nyilvános vitáján …..........% - ot ért el. Veszprém/Keszthely,

…………………………. a Bíráló Bizottság elnöke

A doktori (PhD) oklevél minősítése…................................. ………………………… Az EDT elnöke Megjegyzés: * esetleges

3

TARTALOMJEGYZÉK KIVONAT ABSTRACT ZUZAMMENFASSUNG 1. BEVEZETÉS ÉS CÉLKITŰZÉS 2. IRODALMI ÁTTEKINTÉS 2.1. Talajt szennyező szénhidrogének és szénhidrogén-származékok 2.1.1. Általános jellemzés 2.1.1.1. Sűrűség 2.1.1.2. Viszkozitás 2.1.1.3. Vízoldhatóság 2.1.1.4. Illékonyság 2.1.1.5. Nedvesítő képesség 2.1.1.5.1. Határfelületi feszültség és illeszkedési szög 2.1.2. Szénhidrogénszennyezők visszatartása és mozgása a talajban 2.1.2.1. Általános jellemzés 2.1.2.2. Szénhidrogénszennyezési modellek és modellhasználat 2.2. Talajok folyadékvezető- és légáteresztő-, valamint folyadékvisszatartóképessége 2.2.1. Talajok vízvezető- és vízvisszatartó- képességének mérési és becslési módszerei 2.2.1.1. A vízvezető-képesség mérése és becslése 2.2.1.2. Vízvisszatartás mérése és becslése 2.2.2. A talajok szerves folyadékvezető- és visszatartó-képességének mérési és becslési módszerei 2.2.2.1. A szerves folyadékvezetés mérése és becslése 2.2.2.2. A szerves folyadékvisszatartás mérése és becslése 2.2.2. Talajok légáteresztő- képességének mérési és becslési módszerei 2.2.3. A mérési és becslési módszerek a gyakorlatban 3. ANYAG ÉS MÓDSZER 3.1. A vizsgált talajminták jellemzése 3.2. A vizsgálatokban alkalmazott folyadékok jellemzése 3.3. Laboratóriumi vizsgálatok és a statisztikai értékelés módszere 3.3.1. Térfogattömeg meghatározása 3.3.2. Humusztartalom mérése 3.3.3. CaCO3 tartalom mérése 3.3.4. Mechanikai összetétel meghatározása 3.3.5. Aggregátum összetétel 3.3.6. A talajminták víz- és szerves folyadékvisszatartó-képességének mérése 3.3.6.1. Víz- és szerves folyadékvisszatartó-képesség mérése állandó hőmérsékleten és változó nyomáson 3.3.6.2. Víz- és szerves folyadékvisszatartó-képesség mérése változó hőmérsékleten és nyomáson 3.3.7. A talajminták folyadékvezető- és légáteresztő-képességének mérése 3.3.7.1. Hidraulikus vezető- és szerves folyadékvezető-képesség mérése 3.3.7.2. Vízre és szerves folyadékra vonatkozó relatív áteresztőképesség mérés 3.3.7.3. A talajok hidraulikus vezető- és szerves folyadékvezető-képességének, valamint légáteresztő-képességének mérése 3.3.8. A szerves folyadékvisszatartó- és folyadékvezető-képesség becslés hibája 4

6 7 8 9 11 11 11 12 13 14 16 17 17 18 18 19 23 24 24 27 31 31 34 36 38 40 40 41 42 42 43 43 43 44 44 45 52 53 53 54 54 58

3.3.8.1. 3.3.8.2. 4. 4.1. 4.2. 4.2.1. 4.2.2. 4. 3. 4.3.1. 4.3.2. 4.3.3. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12.

A szerves folyadékvisszatartó-képesség becslés hibája A szerves folyadékvezető-képesség becslés hibája AZ EREDMÉNYEK ÉRTÉKELÉSE A talajok fontosabb mért fizikai és kémiai jellemzői A talajminták mért és becsült víz- és szerves folyadékvisszatartó– képessége A talajminták víz- és szerves folyadékvisszatartó-képességének mérési eredményei és becslése állandó hőmérsékleten és változó nyomáson A talajminták víz- és szerves folyadékvisszatartó-képességének mérési eredményei és becslése változó hőmérsékleten és nyomáson A talajminták folyadékvezető- és légáteresztő- képességének mérési eredményei és becslése Hidraulikus vezető- és szerves folyadékvezető- képesség mérése és becslése Vízre és szerves folyadékra vonatkozó relatív áteresztőképesség mérések eredményei Talajok hidraulikus vezető- és szerves folyadékvezető- képességének, légáteresztő- képességének mérési eredményei, becslése ÖSSZEFOGLALÁS, KÖVETKEZTETÉSEK FELHASZNÁLT IRODALOM TÉZISEK THESES KÖSZÖNETNYILVÁNÍTÁS TÁBLÁZATOK JEGYZÉKE ÁBRÁK JEGYZÉKE MELLÉKLETEK JEGYZÉKE MELLÉKLETEK

5

58 59 60 60 60 60 86 91 91 99 105 109 116 132 134 136 137 138 141 143

KIVONAT Talajok szerves folyadékvisszatartó- és folyadékvezető-képessége A szerző a talajok szerves folyadékvisszatartó- és folyadékvezető-képességének laboratóriumi méréseit a Pannon Egyetem Georgikon Mezőgazdaságtudományi Karának Növénytermesztési és Talajtani Tanszékének kutatócsoportjában végezte. Vizsgálta közel százféle különböző talajminta szerves folyadékvisszatartó képességét és folyadékvezetőképességét a Dunasol 180/220 nevű modellfolyadékkal. A kutatás célja a szénhidrogénszennyezés mozgását leíró terjedési modellekben alkalmazott Leverett-féle és Kozeny – Carman-féle becslő egyenletek becslési hibájának megállapítása, illetve pontosabb, új becslési eljárások kidolgozása volt. A szerző az egyszerűen mérhető talajtulajdonságokból (térfogattömeg, agyag-, por-, homoktartalom, humusz- és mésztartalom) lineáris regresszió alkalmazásával a vizsgált talajok

szerves

folyadékvisszatartását

és

folyadékvezetését

becslő

egyenleteket

parametrizált. Az így létrehozott pedotranszfer függvények megbízhatóságát növelte a folyadékvisszatartás becslés esetében a talajok mechanikai és aggregátum összetételét egyegy értékkel jellemző átlagos geometriai átmérőknek a becslő egyenletekbe történő bevonása, a folyadékvezetés esetében a talajok légáteresztő-képességének az egyenletekbe független változóként történő beillesztése. A

parametrizált

pedotranszfer

függvények

alkalmazásával

csökkent

a

szerves

folyadékvisszatartás és folyadékvezetés becslési hibája a Leverett-féle és Kozeny – Carman-féle egyenletekkel végzett becsléshez képest. A vizsgált modellfolyadékkal végzett

kísérletek

alapján

megalkotott

pedotranszfer

függvények

érvényessége

kiterjeszthető más, a modellfolyadéktól eltérő apoláris, hidrofób szerves folyadékokra is.

6

ABSTRACT The organic fluid retention and conductivity of soils The author made her research of laboratory measurements about organic fluid retention and conductivity of soils in the research group working at the Department of Plant Production and Soil Science, Georgikon Faculty at Pannon University. She examined organic fluid retention and fluid conductivity of nearly one hundred different soil samples. In the experiments model-fluid named DUNASOL 180/200 was used as a test-fluid. The objective of the research was to determine estimation error occurring in estimation equations originated from Leverett and Kozeny-Carman, applied in spreading models describing movement of hydrocarbon contamination and to work out more punctual, new estimation methods. The author has parameterised equations estimating organic fluid retention and conductivity of the soils in research by applying linear regression on the simply measurable soilcharacteristics (bulk density, clay-, silt-, sand-, humus- and lime content). Reliability of the such created pedotransfer functions has been increased – in case of estimating fluid retention – by inserting overall geometric diameters characterising mechanic and aggregate compound of soils by one value into the estimation equation. In case of fluid conductivity reliability of the equations has been increased by inserting airpermeability of soils into the equations as an independent variable. Through applying pedotransfer functions, estimation error of organic fluid retention and conductivity has decreased compared to the estimations done by the equations originated from Leverett and Kozeny-Carman. Validity of the pedotransfer functions determined on the base of experiments made with the examined model fluid can be extended to other nonpolar, hydrophobic organic fluids different from the model fluid.

7

ZUZAMMENFASSUNG Der Rückhalt und die Leitfähigkeit von organischen Flüssigkeiten in Böden Die Verfasserin führte ihre Untersuchungen zum Rückhalt und zur Leitfähigkeit von organischen Flüssigkeiten in Böden in der Forschungsgruppe des Lehrstuhls für Pflanzenzucht und Bodenkunde der Georgikon Fakultät der Pannon Universität durch. Der Rückhalt und die Leitfähigkeit von organischen Flüssigkeiten in Böden wurden anhand von mehr als hundert Arten von Bodenproben mit der Anwendung des Modellflüssigkeites „Dunasol 180/220“ untersucht. Ziel der Forschung war es, den Schätzungsfehler der Gleichungen nach Leverett und nach Kozeny – Carman zu quantifizieren und genauere Näherungsmethoden auszuarbeiten. Die Verfasserin parametrisierte Gleichungen, welche den Rückhalt und die Leitfähigkeit von organischen Flüssigkeiten in den untersuchten Böden beschreiben, aufgrund einfach messbarer Bodeneigenschaften (Volumendichte, Lehm-, Staub-, Sand-, Humus-, und Kalkgehalt) mit der Anwendung der linearen Regression. Die

Implementierung

des

durchschnittlichen

Durchmessers

in

die

durch

die

Parametrisierung entstandenen pedotransfer Funktionen steigerte die Plausibilität der Schätzung des Flüssigkeitsrückhalts. Der durchschnittliche Durchmesser gekennzeichnet dabei die mechanische und Aggregatzusammensetzung der Böden. Die Implementierung der Luftleitfähigkeit von Böden als unabhängige Variable steigerte die Plausibilität der Schätzung der Flüssigkeitsleitfähigkeit. Der Schätzungsfehler verringerte sich deutlich mit der Anwendung der Pedotransfer Funktionen im Vergleich zur Schätzung der Gleichungen nach Leverett und nach Kozeny – Carman. Der Gültigkeitsbereich der Pedotransfer Funktionen, welche aufgrund von Untersuchungen mit der Modellflüssigkeit parametrisiert wurden, kann auch auf andere apolare hydrophobe organische Flüssigkeiten erweitert werden.

8

1.

BEVEZETÉS ÉS CÉLKITŰZÉS

A felszíni és felszín alatti vizek, valamint a talajok minőségét veszélyeztető külső eredetű szennyeződések közül kiemelkedő fontosságúak a szénhidrogénekkel, illetve szénhidrogén származékokkal történő szennyezések. Ezek közül különösképpen jelentősek a környezetbe kerülő különféle kőolajszármazékok. A kőolaj és származékai a hétköznapi élet szinte minden területén megjelennek, és széleskörű felhasználásukkal összefüggésben környezetkárosító hatásuk is meglehetősen nagy. A kőolaj és különböző származékai a talajra gyakorolt káros hatás tekintetében elsősorban azzal jellemezhetőek, hogy kitöltik a talaj pórustérfogatát, és ezzel gátolják a víznek a talaj kapillárisaiba való bejutását, illetve a már ott lévő vizet is kiszorítják azokból, ennek következtében a talaj víz-és levegőháztartása felborul, lehetetlenné téve a növényi életet. A 4 % feletti olajtartalom esetén a legtöbb mezőgazdasági növény elpusztul, mivel a növény gyökérzónájában a talaj szabad pórustérfogata megtelik kőolajjal és kőolajszármazékkal. A folyadékfázisként kőolajszármazékokat tartalmazó talajok tanulmányozása az 1990-es évek elejétől került a hazai tudományos érdeklődés előterébe. Ekkor a témának az adott különös aktualitást, hogy a kivonuló szovjet csapatok jelentős környezetszennyezést (talaj-, és felszín alatti vízszennyezések) hagytak maguk után. Ezek közül kiemelkedett a repülőterek kerozin, a páncélos laktanyák gázolaj szennyezése. A talajba került szénhidrogén-termékek 2,7 - 3,0 millió m3 talajt szennyeztek el. A felmérések alapján a szabad fázisú szénhidrogén-termékek mennyiségét 5500 - 6000 m3-re becsülték (Endrédy, 1997). A vasúti pályák mentén is előfordulnak különféle kőolajszármazékot, illetve egyéb szerves oldószerek,

tartálykocsi

meghibásodás

következtében.

Nagy

kőolajvezetékek

meghibásodása, illetve mind gyakoribbá váló szándékos rongálása is jelentős talajterületet és felszín alatti vízkészletet szennyez el. Nemcsak a már ténylegesen bekövetkezett kőolajszennyezések esetében, hanem a tervezett kőolajipari beruházások megvalósításához is egyre megalapozottabb környezetvédelmi hatástanulmányok szükségesek, melyek lényeges alkotóeleme a területek földtani, talajtani, hidrogeológiai jellemzése, illetve az esetlegesen bekövetkező szennyezések várható hatásainak szakszerű előrejelzése. 9

A potenciálisan bekövetkező vagy már bekövetkezett kőolajszennyezések térbeli terjedésének előrejelzéséhez ismernünk kell a felszín alatti közeg, a talaj és a szennyező anyag tulajdonságait. A felszín alatti közegben végbemenő szennyezés terjedése és megkötődése szempontjából fontos szerepet tölt be a talaj pórusrendszere, valamint annak szerves folyadékvisszatartó- és folyadékvezető-képessége. A hazai és nemzetközi gyakorlatban a szerves folyadékvisszatartó-, illetve szerves folyadékvezető-képességet elsődlegesen becsléssel határozzák meg, csak igen ritkán laboratóriumi vagy terepi mérésekkel. A becslés alkalmazásakor felvetődik a becslés pontosságának a kérdése. Bizonyos becslési eljárások esetében a mért és becsült adatok nagyságrendileg különbözhetnek. Kutatásaim fő célkitűzése az volt, hogy a „hagyományos” becslési eljárásoknál (Leverett . féle és Kozeny-Carman féle) megbízhatóbb becslési eljárást dolgozzam ki a felszín alatti közegbe került vagy potenciálisan bejutó szénhidrogénszennyezés terjedésének leírásához. Kutatásaim elsősorban

a talajban végbemenő szerves folyadékvisszatartásra és

folyadékvezetésre irányultak. Főbb célkitűzéseim a következők voltak: •

Új mérési módszerek kifejlesztése, melyekkel eredeti szerkezetű és mesterséges

talajmintákon egyszerűen végezhetők a folyadékvisszatartó- és folyadékvezető-képesség mérések. Továbbá olyan mérési eljárás kifejlesztése, mellyel különböző fizikai és kémiai tulajdonságokkal rendelkező folyadékokkal (desztillált víz és apoláros szerves folyadék) is mérhető a folyadékvisszatartás és folyadékvezetés. •

Összehasonlítani a folyadékvisszatartás és folyadékvezetés mérési eredményeit a

transzportmodellezésében használt becslő egyenletekkel kapott értékekkel. •

A telített talajban végbemenő több folyadékfázisú áramlás vizsgálata.

•

Meghatározni az egyszerűen mérhető talajtulajdonságok (térfogattömeg, agyag-,

por-, homoktartalom, humusz- és mésztartalom) és a talajok folyadékvisszatartó- és folyadékvezető-képessége, valamint légáteresztő-képessége között fennálló kapcsolatot. Továbbá vizsgálni a talaj mechanikai és aggregátum összetételét egy-egy értékkel jellemző átlagos geometriai átmérők (GMD(mech) és GMD(aggr)) és a szerves folyadékvisszatartás kapcsolatát.

10

2.

IRODALMI ÁTTEKINTÉS

2.1.

Talajt szennyező szénhidrogének és szénhidrogén-származékok

2.1.1. Általános jellemzés A szénhidrogének a kitermeléstől egészen a felhasználásig és még azt követően is. szennyezhetik a földtani réteget, a talajt, a felszíni és a felszín alatti vizeket (Rubin et al., 1998). A talajba kerülő szénhidrogének jelentős része kőolaj és kőolaj származék. A kőolaj természetes szénhidrogének bonyolult összetételű elegye. A kőolajok átlagosan 80-88 % szenet, 10-14 % hidrogént, 0,1-7,0 % oxigént, 0,02-1,1 % nitrogént, 0,01-5,0 % ként és nyomokban szervetlen elemeket (Al, As, Ca, Cl, Cu, Fe, I, Na, Ni, Mg, Mn, P, V, stb.) tartalmaznak (Anton és Simon, 1999). A kőolajban lévő szénhidrogének szénatom száma 1-4-től 60-ig terjed és az alábbi vegyületcsoportokból alkotják vagy tevődik össze (Bruckner, 1964): -

paraffinok

-

olefinek

-

naftének vagy cikloparaffinok

-

aromás szénhidrogének: acetilének, poliolefinek, cikloolefinek

-

oxigéntartalmú vegyületek

-

kéntartalmú vegyületek

-

nitrogéntartalmú vegyületek.

Az előbbi szénhidrogén vegyületek aránya a kőolajban (1. táblázat) széles határok között változhat (Goldberg és Gazda, 1984). 1. táblázat: Szénhidrogén vegyületek aránya a kőolajban Kőolaj

Könnyű frakció Nehéz frakció

A szénhidrogének típusa és % aránya Aromás Ciklo Nafteno – szénhidrogparaffinok aromások ének

Normál paraffinok

Izo paraffinok

23,2

12,8

41,4

6,4

0,95

3,2

19,2

9,15

11

Kéntartalmú vegyületek

Aszfalt, kátrány

8,1

-

8,4

27,9

16,5

16,5

A környezetbe kikerülő szénhidrogénvegyületek egy különösen veszélyes csoportját alkotják a vízben oldhatatlan vagy csak csekély mértékben oldódó vegyületek. Ezek a talajban, a felszín alatti közegben gyakran különálló fázisként vannak jelen. A nemzetközi szakirodalom nem vizes fázisú folyadékoknak (nonaqueous phase liquid: NAPL-eknek) nevezi őket. A NAPL-ok azon csoportját melyek a víznél sűrűbbek DNAPL-eknek (dense nonaqueous phase liquid-nek), míg a víznél kisebb sűrűségűek LNAPL-eknek (light nonaqueous phase liquid-nek) nevezik (Schwille, 1984; Mackay et al., 1985). A DNAPLek csoportjában találhatók a klórozott szénhidrogén típusú oldószerek, a PCB olajok és a szénkátrányok. A LNAPL-ek között foglalnak helyet a benzinek, a különböző fűtőolajok és a repülőgép üzemanyagok, mint például a kerozin. Ezek a szennyezők általában több szerves vegyület igen bonyolult keverékéből állnak (Powers et al., 1991 és 1992). A NAPL keverékek viselkedése az összetevőik között fellépő kölcsönhatások jelentősen eltérhet az alkotók „tiszta állapotú” viselkedésétől (Banerjee, 1984). A szénhidrogének és a szénhidrogén származékok valamely közegben (talaj, kőzet, víz) történő mozgása, terjedése fizikai és kémiai tulajdonságaik (pl. a viszkozitás, a nedvesítő képesség, a határfelületi feszültség, stb.) ismeretében írható le. 2.1.1.1. Sűrűség A sűrűség elsősorban a NAPL vegyületek molekuláris felépítésétől függ. Az USA-ban kármentesített helyszíneken fellelt LNAPL sűrűsége 700 kg/m3 és 900 kg/m3, míg a DNAPL sűrűsége 1030 kg/m3 és 1700 kg/m3 közötti tartományban mozgott 4 oC-on (viszonyításképpen a víz sűrűsége 4 oC-on 1000 kg/m3) (U.S. EPA, 1995a, 1995b, 1996). A környezetbe kikerült NAPL-ok általában rendkívül sok összetevőből állnak. Általánosságban elmondható, hogy sűrűségük a hőmérséklet csökkenésével növekszik (Edmondson, 1965; Munson et al.,1990; Sleep és Ma, 1997). Sleep és Ma (1997) kétféle NAPL-t (un. Voltesso 35-el és tetraklór-eténnel) mérve azt tapasztalták, hogy a hőmérséklet 20 oC-ról 90 oC-ra emelkedésekor, a NAPL-ok sűrűsége 5 %-al csökkent.

12

A 80-as, 90-es években a DNAPL szennyezők talajból történő eltávolítására sok olyan kármentesítési eljárással próbálkoztak, mely során a talaj hőmérsékletét növelték a szennyező anyagok sűrűségének csökkentése érdekében (Johnson and Leuschner, 1992). A különböző kármentesítendő helyszíneken fellelt NAPL-ok sűrűség rendkívül változatos. Néhány szerves vegyület sűrűségére vonatkozó adatot közöl Verschueren (1983) és Mackay et al. (1993). Cohen és Mercer (1993) New York Államban S-Area területén feltárt DNAPL szennyezőkre vonatkozóan közöl sűrűség adatokat, ahol a szénhidrogén szennyezők sűrűsége 0,867 – 2,090 g/m3 között változik. 2.1.1.2. Viszkozitás A szerves folyadék viszkozitása szintén fontos paraméter a kármentesítésben. A sűrűség és a viszkozitás ismertében becslik például a talaj vízvezető-képességéből adott szerves folyadékvezető-képességet. Egy vagy néhány összetevőből álló NAPL viszkozitása kézikönyvben is megtalálható (Verschueren, 1983). Több komponensű NAPL viszkozitása a helyszíni körülményektől függ. A tényleges viszkozitást a műszaki beavatkozás helyszínéről vett mintából kell meghatározni laboratóriumban (U.S. EPA, 1996). Általánosságban elmondható, hogy a szerves folyadékok, így a NAPL-ek dinamikai (abszolút) viszkozitása csökken a halogénezettség fokának növekedésével, a hőmérséklet emelkedésével, míg növekszik a molekulaméret, a molekulák összetettsége és a polaritás növekedésével (Makó, 1995a, U.S. EPA, 1995 a, b). NAPL-ok terjedésekor a dinamikai viszkozitással szemben a kinematikai viszkozitás a meghatározó, mely a NAPL-ok mozgékonyságát jobban jellemzi. A kinematikai viszkozitás (mértékegysége: 10E-6 m2/s= 1cSt) a folyadék dinamikai viszkozitásának és sűrűségének hányadosa. A 2. táblázatban a víz és néhány NAPL dinamikai, a 3. táblázatban a kinematikai viszkozitása található különböző hőmérsékleteken (Horváth és Endrédy, 1996).

13

2. táblázat: A víz és néhány NAPL dinamikai viszkozitása különböző hőmérsékleteken Folyadék víz benzin gázolaj kerozin

Hőmérséklet (oC) 0 15 25 0 15 0 15 0 15 25

Dinamikai viszkozitás (cPoise) 1,79 1,14 0,89 0,75 0,62 3,90 2,70 3,40 2,30 2,20

3. táblázat: A víz és néhány NAPL kinematikai viszkozitása különböző hőmérsékleteken Folyadék víz benzin gázolaj kerozin fűtőolaj

Hőmérséklet (oC) 10 20 10 15 0 15 0 15 25 20

Kinematikai viszkozitás (10E-6 m2/s= 1cSt) 1,3 1,0 0,7 0,62 3,90 2,70 3,40 2,30 2,20 2,20 – 2,40

2.1.1.3. Vízoldhatóság Adott NAPL szennyeződés környezeti hatásainak megítélése, illetve a kármentesítés tervezése szempontjából jelentős a szerves szennyező vízoldhatóságának ismerete. A vízoldhatóság mértékét befolyásolja a hőmérséklet, a molekula tömege és a telítettség. A molekulatömeg csökkenésével és/vagy hőmérséklet növekedésével nő a vízoldhatóság (Major, 1991). Az 4. táblázat az egyes szénhidrogének desztillált vízben való oldhatóságát mutatja 25 oC-on (Horváth és Endrédy, 1996).

14

4. táblázat: Szénhidrogének desztillált vízben való oldhatósága 25 oC-on Szénhidrogén

Vízoldhatóság (mg/l) 24,4 60,4 62,4 61,4 38,5 9,5 2,9 0,66 0,016, 0,0021 0,0009

metán etán Propán n-bután n-pentán n-hexán n-heptán n-oktán n-dekán n-oktadekán n-hexadekán

Szénhidrogén

Vízoldhatóság (mg/l) 156,0 55,0 7,9 1780,0 515,0 175,0 152,0 9,0 5,0

cilopentán cilohexán cikloheptán benzol toulol o-xilol etilbenzol n-propilbenzol n-butilbenzol n-amilbenzol

3,0

Néhány NAPL desztillált vízben való oldhatóságát mutatja a 5. táblázat (Horváth és Endrédy, 1996). 5. táblázat: NAPL-ek desztillált vízben való oldhatósága NAPL

Oldhatóság (mg/l)

nyersolaj

6,9 – 19,6

benzin

14,8 – 17,5

kerozin

4,8-12,6

gázolaj

4,4-17,7

A szénhidrogén vegyület vízoldhatósága általában a vízfázis és egy több szénhidrogén vegyületből álló "nem vizes folyadékfázis" vagy "oldhatatlan fázis" közötti egyensúlyi folyamat eredményeként értelmezhető. Az egyensúlyi állapot jellemzését teszi lehetővé az úgynevezett szerves folyadék - víz megoszlási koefficiens (Kov) vagy a fázisok egyensúlyi koncentrációja.

A két folyadékfázis egyensúlya - egy szénhidrogénre a vegyület

koncentrációjától, vízoldhatóságától, illetve a vegyület olajtermékben való oldhatóságától függ. Általánosan a vízben jobban oldódó szénhidrogén vegyületek (pl. aromás vegyületek) vízoldhatósága is messze elmarad az olajban oldhatóság mögött. Ezzel magyarázható, pl., a benzol 1750 mg/l-es vízoldhatósága (víztelítési koncentrációja)

15

helyett csupán 65 mg/l-es egyensúlyi koncentráció mérhető laboratóriumi körülmények között egy előzetesen összerázott benzin-víz keverék vízfázisában (Bruce, 1993). A talajban a vízfázis szénhidrogén koncentrációja messze elmarad a laboratóriumban mérhető elméleti egyensúlyi koncentrációktól. Ennek oka egyrészt, az hogy a kőolajszármazék és a víz nem keveredik a talajokban. Másrészt a vízben oldott vegyületek koncentrációja a fázisok érintkezési felületétől távolodva állandóan csökken a hígulás, az adszorpció, a párolgás és a biodegradáció következtében (Minnich, 1993; Bruce, 1993). 2.1.1.4. Illékonyság A NAPL-ok, illetve a bennük lévő szénhidrogének illékonyságát a moltérfogat, az alkotók parciális nyomása, a hőmérséklet, illetve az alkotók forráspontjai határozzák meg. Az illékonyság a kisebb szénatomszámoktól csökken a nagyobbak felé (U.S. EPA, 1995 a,b Horváth és Endrédy, 1996). Az illékonyság érzékszervek által észlelhető megjelenési formája a szag. Az érzékszervek által észlelhető határ szénhidrogéneknél a 0,01 – 0,03 mg/l koncentráció. A szennyező anyag gőzeinek jelenléte a talaj gőzfázisában, a telítetlen talajrétegekben, szennyező forrásként szolgálhat a telített, és telítetlen talajréteg vízfázisa számára. A szennyező gőzök igen mozgékonyak, és tekintélyes távolságra képesek elvándorolni. A szénhidrogén gőzök vándorlása és felhalmozódása (pl. pincékben, alagsorokban, alagutakban) sok tűzeset és robbanás okozója lehet (Corapcioglu és Baehr, 1987). A kármentesítési gyakorlatban a vákuum-extraakció vagy a talajgőz-extraakció módszerét széles körben használják abból a célból, hogy eltávolítsák az úgynevezett könnyen illékony szerves alkotórészeket (benzol, toluol, etil-benzol, és xilol) a telítetlen talajrétegekből, ezáltal csökkentsék a további talajvízszennyezést. A vákuum-extraakció sikere erőteljesen függ a szennyező anyag gőznyomásától, és a talaj légáteresztő-képességétől. Mivel csak viszonylag illékony vegyületek vannak a talaj „gázfázisában” a szennyező anyag gőznyomása a vákuum-extraakció legfontosabb paramétere. Bennedsen (1985) szerint azok a szennyező vegyületek, amelyek gőznyomása nagyobb, mint 0,5 Hgmm, eléggé illékonyak ahhoz, hogy vákuum-extraakcióval sikeresen eltávolítsuk azokat. A szennyező anyag gőzeinek az eltávolítása a telítetlen talajrétegekben létrehozott gőznyomás gradiens

16

menti gőzáram intenzitásától függ, így a talaj légáteresztő-képessége meghatározó az extrakciós módszerben. 2.1.1.5. Nedvesítő képesség A kőolajipari kutatásokban a földtani közegben végbemenő többfázisú folyadékáramlás vizsgálatánál a nedvesítő képességet, mint fontos folyadékjellemzőt veszik figyelembe (Anderson, 1986). A talajban egy szerves folyadék másik, azzal nem elegyedő folyadék jelenlétében történő terjedését jelentős mértékben befolyásolja a szerves folyadék nedvesítőképessége. Többfázisú folyadékáramlás esetén a nedvesítő folyadék a kisebb pórusokat is kitölti, míg a nem nedvesítő folyadék csak a nagyobb pórusterekbe jut be. A telítetlen zónában, ahol a szilárd szemcsék között levegő, víz, szerves folyadék (pl. NAPL) foglal helyet, a nedvesítő folyadék ásványi szemcséket von be és a pórustérből fokozatosan kiszoríthatja a levegőt (U.S. EPA, 1995 a,b). 2.1.1.5.1. Határfelületi feszültség és illeszkedési szög A nedvesítőképesség értéke a határfelületi feszültség értékétől függően változik és az illeszkedési szöggel jellemezhető. A határfelületi feszültség számottevő hatást gyakorol a nedvesítő képességre (Mercer és Cohen, 1990). Két egymással nem elegyedő folyadék találkozásakor a folyadékok közötti felületen határfelületi feszültség lép fel. Általában a határfelületi feszültség annál nagyobb minél nagyobb a két egymással nem elegyedő folyadék közötti felület stabilitása (Bear, 1972). A határfelületi feszültséget befolyásolja a felszín alatti közeg, az áramló fluidumok (folyékony vagy gáznemű) hőmérséklete és kémhatása (Davis és Lien, 1993). Az illeszkedési szög (θ) az a szög, melyet az áramló fluidumok (folyékony vagy gáznemű) felülete és a szilárd felület zár be ott, ahol a három fázis találkozik. Ha, az illeszkedési szög kisebb, mint 90o (1. ábra) a folyadék nem nedvesítő, míg ha, az illeszkedési szög nagyobb, mint 90o, a folyadék nedvesítő (Domenico és Schwartz, 1998).

17

víz

levegõ

levegõ

NAPL NAPL

víz

szilárd fázis

1. ábra: Illeszkedési szög alakulása különböző közegek (szilárd, folyékony és gáz) találkozása esetében 2.1.2. Szénhidrogén szennyezők visszatartása és mozgása a talajban 2.1.2.1. Általános jellemzés A talajfelszínre jutó különféle szénhidrogén szennyezőkre, illetve az őket alkotó vegyületekre az alábbi folyamatok hathatnak (Schwille, 1981; Nielsen et al., 1986; Weber és Miller, 1989; Wilson et al., 1990; Hayden and Voice, 1993; Hatfield and Stauffer, 1993; Makó, 1995c; Abriola et al., 1999; Ortiz et al., 1999; Willson et al., 2000; Abriola et al. , 2004.): •

felszíni elfolyás önálló folyadékfázisban, oldott, vagy a szilárd részecskék felületén adszorbeált formában (eróziós talajszennyezések);

•

deflációs vándorlás adszorbeált állapotban;

•

szorpciós és deszorpciós folyamatok az agyagásványok, egyéb ásványi felületek (oxihidroxidok), illetve a talaj szerves anyagai közreműködésével;

•

gőzfázisú diffúziós áramlások;

•

a vízfázis és a szénhidrogén fázis oldott vegyületekre kialakuló egyensúlyi megoszlásai;

•

a

vízfázisba

beoldódó

komponensek

szállítódása

a

hidrodinamikai

transzportfolyamatok révén (beleértve az oldott anyag diffúziós és konvektívdiszperzív áramlását); •

nem vizes fázisú folyadékáramlások;

18

•

felszívás,

kiválasztás,

illetve

visszatartás

a

termésekben

és

növénymaradványokban; •

különféle degradációs folyamatok, beleértve az alkotó vegyületek mikrobiológiai , és kémiai bomlását, valamint a felszínközeli talajrétegekben lejátszódó fotokémiai reakciókat.

2.1.2.2. Szénhidrogénszennyezési modellek és modellhasználat A kármentesítés tervezésének fontos része a szénhidrogének és szénhidrogén származékok felszín alatt végbemenő terjedésének matematikai egyenletekkel, illetve számítógépes modellezéssel történő leírása. A többfázisú folyadékáramlás törvényszerűségeinek leírásához az első információkat a kőolajföldtani kutatásokból nyerték (Amyx, et al., 1960). Az 1970-es évek végén olyan matematikai modelleket fejlesztettek ki a kőolajkutatásban, melyek az egymással nem elegyedő olaj és víz fázis áramlását írták le a felszín alatti közegben (Crichlow, 1977; Peaceman, 1977). Az 1980-as évek közepén ezek a modellek adták a kiindulópontot a talajra kiömlő, a felszín

alatti

közegbe

szivárgó

kőolajszármazékok

mozgását

leíró

modellek

megalkotásához. A vízzel nem elegyedő folyadékfázis (NAPL) és a talajvíz együttes áramlását kétfázisú áramlásként elsőként van Dam írta le 1967-ben. A 70-es évektől számos modellt fejlesztettek ki a nem elegyedő folyadékok (víz és olaj) matematikai leírására (Mull, 1971; Mull, 1978; Dracos, 1978; Hochmut and Sunada, 1985). Ezek a modellek a porózus közegben fellépő kapillaritást elhanyagolhatónak tekintették, mely egyben azt is jelentette, hogy a talaj pórusrendszerét a víz- és olajfázisra nézve állandó telítettségűnek vették, ami a természetes állapotok „zavaró” leegyszerűsítése volt. A 80-as években megjelentek azok a modellek, a kapillaritást is figyelembe vették. Guswa (1985) egydimenziós, vertikális, kétfázisú áramlást szimuláló modellt készített. E modellt fejlesztette tovább Faust (1985) oly módon, hogy az új modell már alkalmassá vált a 19

kétdimenziós áramlás szimulálására. Faust modelljéhez hasonló modellt alkotott Osborne és Sykes (1986). Faust (1985) modellje Osborne és Sykes (1986) modelljébe már beépítette a talaj levegőfázisát is statikus levegőfázisként. Fontos lépést téve a többfázisú áramlás modellezésének irányába. Abriola és Pinder (1985a, 1985b) olyan kétdimenziós modellt fejlesztettek ki, mely az előbbieken túlmenően figyelembe vette a vízzel nem elegyedő szerves folyadékfázis (NAPL) kipárolgását talaj levegőfázisába, illetve kioldódását a talaj vízfázisába, lerakva a fáziskölcsönhatások leírásán alapuló többfázisú folyadékáramlás modellek alapjait. Kuppusamy et al. (1987) olyan kétdimenziós, többfázisú folyadékáramlás modellt készített, mellyel becsülni lehetett a különböző fázisokban lévő szerves folyadék, víz és levegő egyidejű tömegáramlását. A gázfázist eközben állandó nyomásúnak feltételezték. A modellezés eredményeinek ellenőrzésére két folyadékfázisú (víz-olaj) rendszerben oszlopkísérletet hajtottak végre, s ennek eredményeit vetették összes a számítógépes modell eredményével. Faust et al. (1989) többfázisú folyadékáramlást szimuláló programja háromdimenziós körülmények között becsülte a folyadékmozgást. Numerikus becslési módszerüket alkalmazták két veszélyes hulladéklerakó-hely vizsgálatakor az önálló fázisú szerves folyadékmozgások modellezésére. Lenhard és Parker (1988) és Kaluarachchi és Parker (1989) kétdimenziós numerikus szimulációval becsülték az önálló fázisú szerves folyadék, víz és levegő egyidejű tömegáramlását. A gázfázist atmoszférikus nyomásúnak feltételezték. Számos matematikai modellt állítottak elő, melyek eredményeit– - alacsony vízoldhatóságú szerves folyadék beszivárgására és szétterjedésére végzett - egydimenziós oszlopkísérlet eredményeivel vetették össze. Kaluarachchi és Parker (1989) a modellt háromdimenziós modellkísérletek eredményivel is összehasonlították, mely kísérletekben az önálló folyadékfázis beszivárgását vizsgálták alacsony víztartalom mellett. Továbbfejlesztették szimulációs modelljüket is, mely által a 20

szerves folyadék, víz, gáz és szilárd fázis között megoszló szerves vegyületek többkomponensű szállításának becslésére. A többfázisú folyadékáramlást és szerves vegyület-transzportot szimuláló modelleket fejesztettek ki Corapcioglu és Baehr (1987), Panday és Corapcioglu (1994), valamint Miller et al.(1990, 2004). Corapcioglu és Baehr (1987) olyan modellt alkottak meg, mely egyaránt tartalmazta a többfázisú folyadékáramlások, a szerves vegyület-transzport, a folyadék-szilárd felszíni adszorpció és deszorpció, valamint az oxigén ellátottság által szabályozott biodegradációs folyamatok matematikai leírását. A modellben egyensúlyi tömegmegoszlást tételeztek fel. Miller et al. (1990, 2004) modelljükben nem egyensúlyi tömegeloszlást feltételeztek. A modellel végzett számítógépes szimulációk eredményei azt mutatták, hogy a szerves vegyületek koncentrációja a vízfázisban csak igen nagy talajvíz áramlási sebességeknél alacsonyabb, mint az egyensúlyi koncentráció. Ezáltal mintegy igazolták a helyi egyensúlyok kialakulását feltételező modellek helyességét. Miller és társai vízzel, toluollal és üveggyöngyökkel töltött kis oszlopokon végzett modellkísérletei is a számítógépes modellezés eredményeit támasztották alá. Panday és Corapcioglu (1994) a többfázisú folyadékáramlást és szerves vegyület-transzportot nem izotermális körülmények között, tömörített porózus közegben modellezték. Huyakorn et al. (1994) olyan háromfázisú modellt alkottak, melyben az összes fázist áramló fázisnak feltételezték. A modell tartalmazott olyan egyszerűsítő lehetőségeket, mely által az egyes áramló, azaz aktív fázisokat passzívként lehetett kezelni, esetleg el is lehetett hagyni. A rendkívül bonyolult fáziskölcsönhatásokat szimuláló összetett modellek a 90-es évektől úgy fejlődtek, hogy a szennyeződések terjedésének és átalakulásának természetes körülmények melletti előrejelzése mind-inkább összekapcsolódott az egyes kármentesítési technológiák várható hatásainak előrejelzésével. Sleep és Sykes (1993) olyan összetett modellt hozott létre a talaj és talajvíz-rendszer szennyeződésének és a kármentesítési technológiák vizsgálatára, mely együtt kezelte – izotermikus feltételek mellett – a vizes folyadékfázis, a nem vizes folyadékfázis (NAPL) és a gázfázis áramlását. Új rendszert dolgoztak ki a minimális víztelítettség mellett a NAPLfázis és a gázfázis közötti fáziskölcsönhatások szimulálására. 21

Letniowski és Forsyth (1991) által kifejlesztett modellek is szorosan kapcsolódtak egy-egy kármentesítési technológiához. Forsyth és Shao (1991) a fáziskölcsönhatásokat is figyelembe vevő modelljüket az úgynevezett talajlevegőztetéses kármentesítési eljárás hatásainak szimulálására fejlesztették ki. A forró vizes talajmosási és gőzextrakciós tisztítási eljárásokhoz kapcsolódnak Falta et al. (1992 a) és Forsyth és Simpson (1991) nem izotermális modelljei. Forsyth és Sudicky (1998) a „talajmosásos” kármentesítési technológiákhoz kapcsolódóan modellezte a többfázisú folyadékáramlást, ezen belül elsősorban a vizes fázis és a nem vizes folyadékfázis (NAPL kölcsönhatásait. White et al. (1995) többfázisú folyadékáramlást szimuláló háromdimenziós, háromfázisú modellje az előzőekben ismertetett komplex modellektől alapvetően különbözik, mivel a folyadéknyomás, a folyadéktelítettség és a relatív áteresztőképesség közötti függvényszerű kapcsolatok leírásánál a hiszterézis jelenséget is figyelembe veszi. Ezáltal becsülni lehetett a NAPL- és a gázzárványok kialakulását, illetve megszűnését. 1998-ban Whittaker és társai által kifejlesztett egydimenziós modell az ún. „multi – permeabilitási” elv alapján szimulálja a különböző mértékben repedezett felszín alatti földtani közegben, és a talajban lejátszódó többfázisú folyadékáramlást. A modellben együtt szerepel a három fázis (vizes fázis, NAPL fázis és gázfázis) áramlása, a vizes fázison belüli hidrodinamikai diszperzió, a különféle fáziskölcsönhatások és a biodegradáció. Az előzőekben ismertetett komplex modellek azonban nem minden esetben a leghatékonyabb eszközei a gyakorlati problémák megoldásának. Nagy számítógépkapacitás igényük, a futtatás nehézkessége, nagyszámú és sokrétű bemenő paraméter igényük,

az

eredmények

interpretálásának

bonyolultsága

erősen

korlátozza

használhatóságukat. Az adatok esetleges hiánya számos leegyszerűsítést vagy becslést tesz szükségessé. Ezért az egyre egzaktabb és egyre speciálisabb esetekre megalkotott modellek fejlődésével párhuzamosan megjelentek és fejlődésnek indultak a lényegesen egyszerűbben kezelhető, úgynevezett „screening modellek”. Ezek a modellek egyfajta előzetes áttekintést adnak a kőolajszármazékokkal szennyezett területek állapotáról. A „screening modellek” 22

legelterjedtebb formái a kis számítógép-kapacitás igényű, rövid futásidejű ún. „éles folyadékfront” modellek (Reible et al., 1990; Weaver, 1991; Weaver et al., 1994b; Charbeneau et al. 1988). 2.2. Talajok folyadékvezető- és légáteresztő-, valamint folyadékvisszatartó-képessége A hazai és a külföldi gyakorlatban, valamint a különböző tudományterületeken (például talajtan, geotechnika, hidrogeológia, stb.) nem alakult ki egységes elnevezés a különböző fizikai, kémiai tulajdonságú folyadékokkal (például desztillált víz, olaj, stb.) részben vagy teljesen telített közeg adott fázisra vonatkozó vezetőképességének. Ezért jelen fejezetet az általunk használt vezetőképesség elnevezésével, illetve definiálásával kezdjük: •

Hidraulikus vezetőképesség (telítettségi vízvezető-képesség): vízzel telített talajmintán víz áramlik keresztül.

•

Szerves folyadékvezető-képesség: szerves folyadékkal (olajjal) telített mintán szerves folyadék (olaj) halad át.

•

Vízre vonatkozó relatív áteresztőképesség: szerves folyadékkal (olajjal) és vízzel telített mintán víz halad keresztül

•

Szerves folyadékra (olajra) vonatkozó relatív áteresztőképesség: vízzel és szerves folyadékkal (olajjal) telített mintán szerves folyadék (olaj) halad keresztül.

•

Légáteresztő-képesség: levegővel telített talajmintán levegő halad keresztül.

Kapilláris vezetőképesség: a rendszerben levegő, folyadék (víz) és szilárd alkotók vannak jelen, amelyen keresztül halad a vízfázis. A nemzetközi gyakorlat általánosan azt az esetet, amikor három fázis (szilárd fázis/víz/gázfázis) van jelen és a rendszeren víz áramlik át telítetlen hidraulikus vezetőképességnek nevezi. Ezt alapul véve bevezethető a telítetlen szerves folyadékvezető-képesség fogalma is, amikor is a szilárd fázis/szerves folyadék/gázfázis alkotta háromfázisú rendszeren szerves folyadék áramlik át. Továbbá definiálható a relatív áteresztőképesség fogalma vízre, szerves folyadékra és levegőre vonatkoztatva: •

Vízre vonatkozó telítetlen relatív áteresztőképesség: a rendszeren (szilárd fázis/szerves folyadék/víz/gázfázis) víz áramlik át.

•

Szerves folyadékra (olajra) vonatkozó telítetlen relatív áteresztőképesség: a rendszeren (szilárd fázis-szerves folyadék/víz/gázfázis) szerves folyadék áramlik át

23

•

Levegőre vonatkozó telítetlen relatív áteresztőképesség: a rendszeren (szilárd fázis/szerves folyadék/víz/gázfázis) levegő áramlik át.

Az előzőkben definiált telítetlen relatív áteresztőképességek esetében a rendszerben már négy fázis van egyidejűleg jelen. 2.2.1. Talajok vízvezető- és vízvisszatartó-képességének mérési és becslési módszerei 2.2.1.1. A vízvezető-képesség mérése és becslése Mérés A talajban a vízáramlás sebességét a nedvességpotenciál gradiens nagysága és a talaj vízvezető-képessége határozza meg. A vízvezető-képesség függvény a talajban lévő vízpotenciál vagy vízmennyiség függvényeként is felírható. A vízvezető-képesség a vízmennyiséggel (víztelítettség) növekedésével nő (Huszvai et al., 2004). A hidraulikus vezetőképességet (a vízzel telített talajok vízvezető képességét) a talajok és az azokon átszivárgó folyadék tulajdonságai együttesen határozzák meg. A hidraulikus vezetőképességet jelentősen befolyásolja a talaj porozitás-viszonyai. Itt elsődlegesen nem az összporozitás, hanem a pórusok méret szerinti megoszlása és térbeli elrendeződése (differenciált porozitás) kap kiemelkedő szerepet (Garcia-Bengochea et al., 1979). A talajok hidraulikus vezetőképességére hatással van a talajrészecskék méret szerinti megoszlása, különösképpen a kisebb méretű részecskék aránya (Benson et al., 1994). Emellett a részecskék alakja és felszíne is meghatározó. Durvább felszínű részecske esetében, nagyobb a súrlódás a folyadékok áramlása folyamán és szabálytalanabb, megnyújtottabb részecskék esetében kanyargósabb a folyadékáramlás útvonala (Head, 1984). A részecskék ásványi összetétele is döntő lehet a hidraulikus vezetőképesség szempontjából, különös tekintettel a nagy agyagásvány tartalmú talajokra. Homokos vagy kavicsos talajokban az ásványi összetétel hatása a vezetőképességre minimális (Head, 1984). Ezzel szemben hasonló víztelítettségű és agyagtartalmú, de különböző

24

agyagásvány-összetételű minták hidraulikus vezetőképessége jóval nagyobb és a hidraulikus vezetőképesség a következő sorrendben növekedett: szmektit (montmorillonit) < attapulgit < illit < kaolinit (Mitchell, 1976). Az átszivárgó folyadékok minőségét tekintve a folyadékok fajlagos tömegével egyenes, dinamikus viszkozitásával fordított arányosságot mutat a hidraulikus vezetőképesség (Kozeny, 1927) feltételezve, hogy a talaj ásványai és a folyadék közt fizikai és kémiai kölcsönhatás nem lép fel és az áramló folyadék nem változtatja meg kémiailag a porózus közeget. Mivel a talajokban a részecskeméret csökkenésével, a fajlagos felület növekedésével a szilárd fázis - folyadék fázis kölcsönhatások erősödnek, az arányosság a durvább fizikai féleségű talajokra jobban, az agyagfrakciót nagyobb mennyiségben tartalmazó talajokra kevésbé érvényes (Mitchell, 1976). A talaj hidraulikus vezetőképességének mérése történhet a helyszínen (in situ), vagy pedig laboratóriumban bolygatott vagy bolygatatlan (eredeti szerkezetű) mintákon. A bolygatott vagy

bolygatatlan

(eredeti

szerkezetű)

minták

hidraulikus

vezetőképességének

laboratóriumi meghatározására alapvetően két módszert használnak, az állandó (constant head) és a csökkenő (falling head) folyadéknyomás módszerét. A különféle tudományágakban (talajtan, geotechnika, hidrogeológia, stb.) a két módszer különböző technikai megoldásait alkalmazzák (Várallyay, 1973a; Head, 1984; Klute and Dirksen, 1986). A nagy agyagtartalmú talajok, valamint hulladéklerakók agyag aljzatszigetelésének hidraulikus vezetőképesség vizsgálatakor rendszerint a folyadék relatív áteresztőképessége és a porozitás együttes mérésére van szükség. A laboratóriumi vizsgálatokat elsősorban permeabiméterekkel végezik, állandó vagy változó nyomás mellett. A permeabimétereket alapvetően két nagy csoportba sorolhatjuk: merev falú (hagyományos permeabiméter, átalakított ödométer, permeabiméterként használt tömörítő (Proctor) edény), illetve flexibilis falú (permeabiméterként használt triaxiális berendezés) (Tavenas et al., 1983; Head, 1984; Boynton and Daniel, 1985; Szabó, 1991; Szabó, 1999). A talajok kapilláris vezetőképességének mérése történhet (Buzás et al., 1993): •

Beszivárgásos és nyomáskamra módszerrel kis tenziótartományban (pF<3)

•

Evaporációs eljárással a nagy tenziótartományban (ψ>300) 25

A mai napig elvétve fordulnak csak elő olyan helyszíni (például tension disk és mini disk infiltrométer) vagy laboratóriumi vizsgálatok, amelyek során a talajok közel telített vízvezető-képességét mérték volna, melynek oka elsődlegesen a mérés igen nehéz kivitelezhetőségében rejlik. Mind a hazai, mind a nemzetközi gyakorlatban legelterjedtebb az a módszer, mely szerint a hidraulikus vezetőképesség-mérés eredményéből számítják a talaj kapilláris vezetőképességét. A talajokat szennyező vegyületek vándorlását és átalakulását vizsgáló környezetvédelmi kutatások során különféle helyszíni mérési módszereket alkalmaznak a hidraulikus vezető képesség meghatározására. Hazánkban, a talajtani gyakorlatban, legismertebb a fúrólyukmódszer (auger hole) és a piezométeres módszer (Várallyay, 1993). A helyszíni mérésekkel nyert adatok jellemzik legjobban a természetes körülményeket, ugyanakkor talajrétegek vizsgálatára, vagy egyéb összehasonlító vizsgálatokra a laboratóriumi módszerek alkalmasabbak. Becslés A vízvezető képesség függvény becsülhető a van Genuchten - Mualem módszer alapján a talaj víztartóképesség függvényéből, azonban alkalmazásához meg kell határozni a hidraulikus vezetőképesség értéket eredeti szerkezetű talajmintákon vagy mesterséges talajoszlopokon. A Darcy-törvényből levezethető hidraulikus vezetőképesség a talajok és a talajokon átszivárgó folyadékok tulajdonságainak együttes függvénye. Elméletileg lehetséges a hidraulikus vezetőképesség két tényezőre történő felbontása, a talajok tényleges áteresztőképességére és a folyadékok cseppfolyósságára (Hillel, 1971). Ennek a két tényezőnek a hidraulikus vezetőképességre való hatását írja le többek között a széles körben használt Kozeny-Carman egyenlet (Kozeny, 1927; Carman, 1956). A Kozeny-Carman egyenlet ideális porózus rendszereket feltételez (vagyis közel egyforma méretű pórusokat illetve, hogy az áramló folyadék és a porózus közeg között semmiféle fizikai-kémiai kölcsönhatás nem lép fel). A fentiekből következik, hogy az egyenlőség viszonylag jól alkalmazható durvább fizikai féleségű (homok) talajoknál, ám általában a 26

többi talajnál a kiindulási feltételek nem teljesülnek. Ennek oka lehet a talajok szilárd fázisának polidiszperz volta, illetve a talajok szerkezeti elemeinek kialakulása, aminek következményeként egyidejűleg különböző méretű pórusok találhatók a talajokban (Olsen, 1962; Hillel, 1971; Bear, 1979). A telített talajok szilárd és folyadék fázisa sem tekinthető állandónak. Az átszivárgó folyadék kölcsönhatásba lépve a szilárd fázissal jelentősen megváltoztathatja a pórusviszonyokat (Makó et al., 1995 b ). Az 1980-as évektől hazánkban a talajok hidraulikus vezetőképesség (telítési vízvezető képességének) becslésére a Campbell (1985) által a talajmátrix vízvezető képességére kidolgozott pedotranszfer függvényt használják. Rajkai (2004) és Huszvai et al. (2004) tapasztalatai szerint a Campbell-féle pedotranszfer függvény

és

megegyeznek.

a A

laboratóriumi

mérési

Campbell-féle

eredmények

pedotranszfer

nagyságrendileg

függvény

rendszerint

esetében

a

talaj

szemcseösszetételéből, térfogattömegéből, és humusztartalmából kiindulva jól becsülhető a talajok hidraulikus vezetőképessége és a visszatartóképesség függvény értékei. Ezekből pedig a van-Genuchten – Mualem összefüggéssel megfelelően becsülhető a kapilláris vezető képesség (telítetlen vezető képesség) függvény. A Cambell-féle pedotranszfer függvényen kívül számos szerző (Puckett et al., 1985; Saxton et al., 1986; Jabro, 1992; Schaap, 1999, Wösten, 1999) dolgozott ki pedotranszfer függvényeket, melyek közös jellemzője, hogy valamennyinél a talaj hidraulikus vezetőképességének

meghatározása

valamely

talajtulajdonságokból

(mechanikai

összetétel, összes porozitás, térfogattömeg, stb.) történik. 2.2.1.2. Vízvisszatartás mérése és becslése Mérés A talajok kapilláris vízvisszatartó képességét vizsgáló legrégibb módszerek az ún. vízkapacitás vizsgálatok. A vizsgálatok folyamán laboratóriumi vagy szabadföldi körülmények között mérik a talajok által visszatartott víz mennyiségét.

27

Vageler (1932, in: Di Gléria et al., 1957) a talajok természetes vízvisszatartó képességét az általa minimális vízkapacitásnak nevezett, a vízlégszivattyú szívóerejével szemben visszatartott víz térfogatszázalékos mennyiségével jellemezte. Ballenegger és Di Gléria (1962) Vagelertől eltérően minimális vízkapacitáson a kvarchomokra helyezett, vízzel telített talajminta víztartó képességét, míg kapilláris vízkapacitáson a kapilláris úton telített talaj nedvességtartalmát érti. Az előzetesen telített talajok gravitációs vízvesztesége utáni nedvességtartalmat mérte Vér (1982) és ezzel jellemezte a talajok természetes körülmények közötti vízvisszatartó képességét. Az úgynevezett higroszkópossági mérések során kapott eredmények által jól jellemezhető a magas tenziótartományok vízvisszatartása, melyeket azonban jelentős mértékben befolyásol a talajok sótartalmának hatása (Várallyay, 1973a). Homokkal töltött üvegcsövekben Leverett (1941 in: Amyx et al., 1960) végzett kapilláris emelkedés vizsgálatokat, mely vizsgálatok hasznos információkat szolgáltattak a talajok kapilláris vízvisszatartására vonatkozóan. Leverett vizsgálta a folyadék magasság és a telítettség közötti összefüggéseket és megfigyelte a hiszterézis jelenségét. A kapilláris nyomást a folyadékemelkedés magasságától és a talaj és a folyadék jellemzőitől függő dimenzió nélküli értékként fejezte ki. Az 1930-as évektől egyre inkább teret nyertek a talajnedvesség energiaállapotának vizsgálatára irányuló módszerek, melyek pontosabban és sokoldalúbban jellemzik a talajok pórusrendszerének vízvisszatartó-képességét. Különféle mérési eljárások ismeretesek, de általános jellemzőjük, hogy különböző kapilláris erők mellett (kapilláris nyomás, kapilláris szívóerő, kapilláris potenciál, tenzió, stb.) határozzák meg a talajok vízzel való telítettségét (Makó, 1995 a). A talaj szívóerejét közvetlenül mérő különböző tenziométeres eljárások mind laboratóriumi, mind szabadföldi körülmények között használatosak a bekövetkező változások folyamatos nyomon követésére (Kirkham és Powers, 1972; Várallyay, 1974; Marshall és Holmes, 1979; Rajkai, 1993). Hazánkban, a talajfizikai gyakorlatban, a mátrixpotenciál meghatározására alacsonyabb tenziótartományban a porózuslap módszer, magasabb szívóerőnél a nyomásmembrános 28

módszer terjedt el (MSZ-08 0205-78) (Várallyay, 1973b; Rajkai, 1993). A pF 1,0-hez tartozó víztartalmat a Várallyay-féle homoklapos berendezésben durva homok, a pF 1,5 és pF 2 értékhez tartozót pedig finom homok töltet fölé helyezve mérik. A pF 2,3 és a pF 2,5 értékek mérésére a Várallyay-féle kaolinlapos berendezést, a pF 3,4, és a pF 4,2 értékek mérésére

nyomásmembrános

készülékeket

alkalmaznak.

Alacsonyabb

szívóerő

tartományban a mérési eredményeket jelentős mértékben befolyásolja a talaj szerkezete, így ebben a tartományban a méréseket bolygatatlan (eredeti szerkezetű) talajmintákon végzik. Magasabb szívóerő tartományban már nem játszik nagy szerepet a talajszerkezet (a vízvisszatartás elsősorban a felületeken lejátszódó adszorpciós jelenségekhez köthető), így elegendő bolygatott mintákon végezni a mérést. Az egyéb kapilláris potenciál, nedvességtartalom összefüggéseket vizsgáló talajfizikai eljárásokat, mint például az elektromos ellenállásmérésen, illetve hőveszteség-érzékelésen alapuló módszereket nálunk elvétve használják (Buzás, 1993). A talajok vízvisszatartásának meghatározására használhatók a porózus kerámialapos extraktorok. Az extraktorokban egyszerre több talajminta is elhelyezhető a porózus kerámialapon, mely levegőáteresztési küszöbértéke a víz/levegő rendszerre 1,0 és 5,0 bar. Az extraktorokat különböző nyomású térben elhelyezve a belőlük kifolyó víz alapján meghatározható az előzőleg vízzel telített talajminták adott nyomáson visszatartott folyadéktartalma. A talajok vízvisszatartásának meghatározásánál az elmúlt évtizedekben egyre inkább előtérbe került külföldön az úgynevezett tempe-cellák alkalmazása (Elzeftawy és Dempsey, 1977; Bayer et al., 2004, Sakaki és Illangasekare, 2006), melyek egy-egy talajmintával végzett mérésre alkalmasak. Előnyük, hogy segítségükkel könnyen meghatározható a talajok vízvisszatartó képesség görbéjének (pF-görbe) telítődési és leürülési szakasza is, így módunkban áll az úgynevezett vízvisszatartás hiszterézis jelenség kimérése az egyes talajmintákon. A folyadékvisszatartás és a folyadékvezetés egyidejű meghatározását teszik lehetővé az ún. „multi-step-outflow” (MSO) berendezések (Finsterle et al., 1998, Fujimaki és Inoue, 2003, O'Carroll et al., 2005). Hiányosságuk, hogy igen hosszadalmas

és

rendkívül

költséges

eljárások,

alkalmazhatóságukat napjainkban még kérdésessé teszi.

29

ami

sorozatvizsgálatokra

való

Becslés Nielsen és Shaw (1958) a talaj pF 4,2-vel jellemzett holtvíztartalmának közelítő meghatározására egyszerű grafikus módszert dolgoztak ki, a hidrométeres eljárással meghatározott homok-, iszap-, és agyagfrakciók mennyisége alapján. A homokfrakcióval 1 % szinten szignifikánsan negatív kapcsolatot, az agyagfrakcióval nemlineáris pozitív korrelációt állapítottak meg. A holtvíz- és az iszaptartalom között nem tapasztaltak szignifikáns összefüggést. Hét változós regresszió-elemzéssel vizsgálta Trzecki (1974) a Kacsinszkij szerinti mechanikai elemzés hat szemcseméretű frakciója (1-0,1; 0,1-0,05; 0,05-0,02; 0,02-0,006; 0,006-0,002; <0,002 mm), a talaj szervesanyag-tartalma, valamint a pF-görbe három pontja (pF 2,4; pF 3,0; pF 4,2) közötti összefüggéseket. Az általa megadott parciális regressziós paraméterek felhasználásával jó közelítéssel számíthatók ezek az összefüggések a talajok felszín közeli rétegeire. Visser (1969) grafikus módszert dolgozott ki a pF-görbe pontjainak (pF 1,0; 2,0; 3,4; 6,0) közelítő meghatározására. Nomogrammjaival a talaj adszorpciós kapacitása és a pórustérfogat révén végezhetők becslések. Eredményeiben megfigyelhető, hogy a pF 1,0nél mért folyadék-visszatartást elsősorban az összporozitás, míg a pF 6,0-nál mért visszatartást legnagyobb mértékben az adszorpciós kapacitás értéke határozza meg. A pF 1,0 és 6,0 közötti folyadék visszatartás értékeknél az összporozitás és az adszorpciós kapacitás különböző arányú összhatása érvényesül. Dumitriu és Canarache 1971-ben az előbbiekhez hasonló, de más pF-értékek leolvasását (pF 1; pF 2; pF 3,4; pF 6,0) lehetővé tevő grafikus eljárást dolgoztak ki. Magyarországon a pF-görbék matematikai leírása Várallyay et al. (1979) nevéhez fűződik. A pF görbe alapján fontos vízgazdálkodási jellemzők határozhatók meg, mint például a háromfázisú rétegek kapilláris vezetőképessége. Rajkai et al. (1981) kidolgozta a víztartóképesség-görbe értékeinek az egyszerűen mérhető talajtulajdonságoktól

(szemcsefrakció-értékekből,

térfogattömegből,

szervesanyag-

tartalomból) való becslését. A pontbecslés kidolgozását követően Rajkai (1983) vizsgálta, 30

hogy mely matematikai modellel lehet leírni legpontosabban a mért víztartóképesség értékeket és elemezte (Rajkai, 1988), hogy a víztartóképesség-görbe leírására alkalmas háromparaméteres hatványfüggvény paraméterértékei milyen összefüggésben állnak a talajtulajdonságokkal. Rajkai (1984) háromparaméteres hatványfüggvényt alkalmazva becsülte a talaj víztartóképesség függvényét (függvénybecslés). Ellenőrizte (Rajkai, 1987) az MTA TAKI 270 db talajmintát magába foglaló adatbázisán kidolgozott víztartóképesség becslő vagy pedotranszfer függvények becslési hibáját a tanakajdi talajfizikai Laboratóriumban mért 590 db talajmintát tartalmazó adatbázison. Megállapította, hogy a becslőfüggvényekkel a tanakajdi mintaanyagra is kielégítő pontosságú becslés adható. Rajkai és Kabos (1999) úgynevezett szemilineáris eljárást vezetett be hazánkban a víztartóképesség görbebecslési eljárásának javítása érdekében. A Brutsaert - féle hatványfüggvény (Brutsaert, 1966) paramétereinek talajtulajdonságoktól való függését nyolc talajtulajdonság (szemcsefrakciók százalékos értékei a < 0,002 mm, 0,002 – 0,005 mm, 0,005 – 0,01 mm, 0,01 – 0,02 mm, 0,02 – 0,05 mm, 0,05 – 2,0 mm szemcseméret tartományokban, száraz térfogattömeg és szervesanyag-tartalom) alapján végzett lineáris regresszióval vizsgálták. Majd a lineáris regresszió egyenletek együtthatóit kezdő értékként szerepeltették az úgynevezett szemilineáris becslésben. A szemilineáris eljárás alkalmazásának eredménye az volt, hogy a lineáris regresszió egyenletek együtthatóinak változásából a talajtulajdonságok nemlineáris hatása kiolvasható. Rajkai et al. (1999) a víztartóképesség

görbebecslés további javítása céljából

a becslésbe egy mért

víztartóképesség értéket, Rawls és Brakensiek (1989) javaslatára a pF 4,2 (hervadáspont) értéket is bevontak. 2.2.2. A talajok szerves folyadékvezető - és visszatartó - képességének mérési és becslési módszerei 2.2.2.1. A szerves folyadékvezetés mérése és becslése Mérés Szerves folyadékvezető - képesség mérést ismertető tanulmánnyal csak elvétve lehet találkozni a nemzetközi szakirodalomban. Halmemies et al. (2003) Finnországban begyűjtött kavicsos homokból, homokból és tőzegből készült mesterséges talajoszlopokon 31

végeztek folyadékvezető-képesség méréseket benzinnel és dízelolajjal az állandó folyadéknyomás elvét alkalmazva. A gyakorlatban legelterjedtebb eljárás, az hogy a szerves folyadékvezető-képességet a hidraulikus vezetőképességből határozzák meg (Weaver et al., 1994a). Hazánkban Makó (1995a, 1995b) folytatott a szerves folyadékvezető-képesség vizsgálatára irányuló kutatásokat. Különböző ásványi őrlemény- és talajmintákon, valamint ezekből előállított keveréksorozatok mintáin mérte a hidraulikus vezető- és szerves folyadékvezető - képességet desztillált vízzel, kerozinnal, gázolajjal és kőolajjal. Méréseit üveghengerekbe töltött mesterséges talajoszlopokon végezte a csökkenő víznyomás módszerével. A szerves folyadékra vonatkozó relatív áteresztőképesség mérésekkel az 1990-es években kezdtek el foglalkozni a környezetbe nagy mennyiségben kikerült szénhidrogén szennyezések viselkedésének megismerése, illetve a hatékony kármentesítési eljárás kiválasztása céljából (Dane et al., 1998). A kísérletek különböző szemeloszlású homokból, valamint különböző agyagásványokat tartalmazó agyagokból összeállított rétegzett vagy rétegzetlen, mesterséges talajoszlopokon zajlottak. A Waddill és Parker (1997) az állandó folyadéknyomás, míg Miller et al. (2004) a csökkenő folyadéknyomás módszerét alkalmazva vizsgálták a talajok szerves folyadékra vonatkozó relatív áteresztőképességét. A minták telítésére desztillált vizet és Soltrol elnevezésű szerves folyadékot alkalmaztak. A Soltrol folyadék izoparaffin szénhidrogénekből áll, alacsony vízoldhatóságú és a vízzel kevésbé keveredő szerves folyadék. Oostrom et al. (2003) állandó folyadéknyomás módszerével

végrehajtott

kísérleteikben

szerves

folyadékként

szén-tetrakloridot

alkalmaztak. A szerves folyadékra vonatkozó telítetlen relatív áteresztőképesség mérése igen bonyolult feladat. Napjainkban a telítetlen szerves folyadékvezető-képességet általában a talajok hidraulikus vezetőképességéből, illetve folyadéktelítettségből határozzák meg (Pope et al., 1999, Niemi, 2005, Fagerlund et al., 2006). Becslés A Kozeny-Carman egyenlet (Kozeny, 1927; Carman, 1956) alapján a hidraulikus vezetőképességből

becsülhető

a

talajok 32

folyadékvezető-képessége

víztől

eltérő

folyadékokra (például szerves folyadékokra), felhasználva a folyadékok sűrűség és viszkozitás értékeit (Weaver et al., 1994a,b). A Kozeny-Carman egyenlet ideális porózus rendszereket feltételez (vagyis közel egyforma méretű pórusokat), illetve, hogy az áramló folyadék és a porózus közeg között semmiféle fizikai-kémiai kölcsönhatás nem lép fel. Szerves folyadékvezető-képességre vonatkozó pedotranszfer függény (vagyis olyan függvény, amely a talajtulajdonságok alapján becsüli a szerves folyadékvezető-képességet) jelenlegi ismereteink szerint nem lelhető fel a nemzetközi szakirodalomban. Tudomásunk szerint hazánkban ilyen pedotranszfer függvények megalkotásával Makó (1995a, 1995b) kezdett el foglalkozni először. Lineáris és nem lineáris regresszióval vizsgálta különböző ásványi őrlemény- és talajmintákon a szerves folyadékvezető-képesség és két talajtulajdonság (százalékos agyag- és portartalom) közötti összefüggéseket. A telítetlen talajok (a telítetlen zóna) esetében a szerves folyadékra vonatkozó relatív áteresztőképesség becslésének többféle módszere is ismert a nemzetközi gyakorlatban. A környezeti kockázatbecslés és műszaki beavatkozás tervezéséhez számos numerikus szimulátort (Abriola and Pinder, 1985b; Kaluarachchi and Parker, 1989; Falta et al., 1992a, 1992b; Adenekan et al., 1993; Falta et al., 1995; White et al., 1995; Helmig, 1997) fejlesztettek ki a felszín alatt végbemenő többfázisú áramlás és szennyezőanyag-transzport modellezése

érdekében.

Ezek

a

numerikus

szimulátorok

különböző

relatív

áteresztőképesség- nyomás-telítettség (kr-P-S) modelleket használnak a modellezés folyamán. A szimulátorokban Pc-S kapcsolatot a Brooks and Corey (1964) és van Genuchten (1980) által megalkotott függvények írják le. A szerzők által megalkotott P-S kapcsolatok kétfázisú áramlás esetére vonatkoznak. Ezt a P-S függvényt fejlesztette tovább Parker és munkatársaival (1987) háromfázisú áramlás leírására. A modellek részben a kr-S kapcsolat leírásához a Burdine (1953) függvényt, másrészt pedig a Mualem (1976) függvényt használják.

33

A telítetlen talajrétegekben végbemenő szerves folyadék (például NAPL) áramlás esetében az alábbi négy jól ismert kr-S-P modellt használják (Fagerlund et al., 2006): BrooksCorey-Burdine (BCB), Brooks-Corey-Mualem (BCM), van Genuchten-Mualem (VGM), van Genuchten-Burdine (VGB). 2.2.2.2. A szerves folyadékvisszatartás mérése és becslése Mérés A vízvisszatartás mérések fejlődésével párhuzamosan fejlődtek az egymással nem elegyedő folyadékokat tartalmazó talajokban a kapilláris nyomás-folyadéktelítettség kapcsolatot vizsgáló laboratóriumi módszerek is. A témának, illetve a vizsgálati módszerek fejlesztésének különös aktualitást ad, hogy világszerte egyre nagyobb problémát jelent az évekkel, évtizedekkel ezelőtt végrehajtott kármentesítések helyszínein, a külső, új szennyezőforrás

hiányának

ellenére

is

újból

megjelenő

nagy

mennyiségű

szénhidrogénszennyezés. Ennek a jelenségnek az oka az úgynevezett maradék szerves folyadéktelítettségben (olajtelítettségben) rejlik, mely az akkor hatékonynak vélt kármentesítés ellenére igen erősen a talajszemcsékhez kötődve visszamaradt a talajban. Lenhard és Brooks (1985) homokból, löszből és különböző agyagásványokból (kaolinit, illit, Ca-montmorillonit) képzett keveréksorok kapilláris folyadék-visszatartását mérték porózuslap módszerrel a talaj - víz - levegő és talaj - szerves folyadék - levegő háromfázisú rendszerekben. A nedvesítő folyadékok desztillált víz és LNAPL (Soltrol elnevezésű szerves folyadék) volt. Azt tapasztalták, hogy a folyadékvisszatartás függvény kaolinit minta esetében a különböző folyadékoknál statisztikailag közel azonos görbét határoz meg. Az illit és Ca-montmorillonit minták esetében azonban a különböző folyadékokkal végzett kísérlet eredményeként kapott folyadék-visszatartás görbék jelentős mértékben eltérnek egymástól. Ezt azzal magyarázták, hogy azok alacsony kapilláris nyomásnál is jelentős mértékben duzzadnak a minták. Az illeszkedési szög, a sűrűség és a folyadékok felületi feszültsége különbségei magyarázzák a kapilláris nyomás-telítettségben adódó eltéréseket. Lenhard és Brooks (1985) a Su and Brooks (1975) által kifejlesztett visszatartás függvényt illesztették a mért kapilláris nyomás-telítettség adatokra. A függvény linearizálásnál a lineáris „multiple” regressziót alkalmazták a visszatartás paraméterek meghatározására. 34

Lenhard és Parker 1987-ben nyomással kombinált porózuslap módszerrel hajtottak végre vizsgálatokat,

víz/benzol,

víz/xilol,

víz/p-cimol,

valamint

víz/benzil-alkohol

folyadékpárosokból képzett rendszerekkel. 1988-ban Lenhard és Parker új kísérleti készüléket fejlesztettek ki, mely lehetővé tette a három (levegő-olaj-víz) vagy kétfázisú rendszerek folyadék telítettsége (s) és nyomása (P) közötti (függvény) kapcsolat mérését nem konszolidált porózus közegben. A porózus kerámia gyűrűket – melyek egy plexiüveg oszlopban voltak elhelyezve - kémiailag kezelték (hidrofób tulajdonságúvá alakították), mely lehetővé tette, hogy egyidejűleg mérjék az adott nyomásértékekhez tartozó víz- és szerves folyadék telítettség változásokat. Annak érdekben, hogy hidrofób kerámiafelületet hozzanak létre a kerámiát kloro-trimetilszilánnal (chlorotrimethylsilane) kezelték. NAPL-ként Soltrol 170-est (C10-től C16-ig alkotókat tartalmaz) használtak. Napjainkban

külföldön

a

szerves

folyadékvisszatartás

mérésekhez

előszeretettel

alkalmazzák a vízvisszatartás méréseknél már jól bevált tempe-cellákat és multi-stepoutflow berendezéseket is (Wipfler et al., 2004, Hayden et al., 2006). Hazánkban a mai napig viszonylag kevés számban akad ilyen irányú kutatás. A külföldön folytatott vizsgálatokhoz hasonlóan nálunk is a vízvisszatartás mérésekhez alkalmazott eszközök átalakításával kezdték el végezni ezeket a kísérleteket (Marczali, 1999, Makó és Marczali, 1999a, Makó és Marczali, 1999b). Becslés A kárelhárítási gyakorlatban általában a mért vagy számított pF-görbe, vagy különféle irányszámok (általában a talajok fizikai féleségével függnek össze) alapján becslik a talajok szerves folyadékvisszatartó-képességét. Mindkét esetben pontatlanok lehetnek az eredmények. Az irányszámokkal végzett becslések kevésbé tudják figyelembe venni a talajok nagyfokú változékonyságát (Concave, 1979). A szerves folyadékok (pl. NAPL-ok) mozgását leíró különböző számítógépes modellekben (Visual MODFLOW, Processing MODFLOW,

MARS,

stb.)

rendszerint

együttesen

alkalmazzák

a

talajok

szemcseösszetétele, tömődöttsége (porozitása), esetleg szervesanyagtartalma alapján 35

történő víztartó képesség (pF-görbe) becsléseket és a különböző folyadékok eltérő határfelületi

feszültsége

alapján

a

víztartóképesség

görbéből

történő

szerves

folyadékvisszatartás (P-S) becsléseket (Weawer et al., 1994a; Charbeneau et al, 1994). Ennek során a talajnak egy adott fázispár, általában víz-levegő esetében mért folyadékvisszatartása alapján becsülik egy másik folyadékpár, víz – szerves folyadék vagy levegő – szerves folyadék esetében a folyadék-visszatartás görbét, felhasználva az eltérő folyadék-párok különböző határfelületi feszültség értékeit (Kessler and Rubin, 1987; Demond and Roberts, 1993). Az így elvégzett számítások alapja Leverett (1941) módosított egyenlete (Amyx et al., 1960). Az egyenlet alkalmazásával a talaj vízvisszatartó képességéből számítják a szerves folyadékvisszatartó-képességét. A pF-görbe alapján becsült szerves folyadékvisszatartás sokszor jelentősen eltér a mért szerves folyadékvisszatartástól, mert a folyadékfázisok és a talaj szilárd fázisa között különféle kölcsönhatások (pl.: duzzadás-zsugorodás, aggregátumok szétiszapolódása, stb.) léphetnek fel a folyadékok polaritásának függvényében (Rubin et al., 1998; Makó, 1999 a, b). 2.2.2. Talajok légáteresztő - képességének mérési és becslési módszerei Mérés A légáteresztő-képesség - mint gyorsan, könnyen és olcsón mérhető talajtulajdonság hosszú ideje érdekli a talajfizikával foglalkozó kutatókat. A pórusrendszer víztelítettségének csökkenésével, a levegőtelítettség növekedésével nő a légáteresztő-képesség értéke (Tuli és Hopmans, 2004; Tuli et al., 2005; Poulsen et al., 2007). A légáteresztő-képesség mért értékéből következtethetünk a különböző gázok talajokban történő mozgására, vagy a talajok levegőzöttségére. A légáteresztő-képesség mérés által jellemezni lehet a talaj pórus geometria eloszlását, a talajstabilitást (Ball 1981a). Továbbá becsülni lehet a talaj levegőellátásának helyeit, tömörödöttségét, gyökérzettel való átjártságát (Ball, 1981b; Groenevelt et al., 1984; Blackwell et al., 1990).

36

A környezetvédelemmel foglalkozó talajtani kutatásokban a légáteresztő-képesség jelezheti, hogy az adott szennyezőanyag biodegradációját az adott talajrétegben aerob vagy anaerob mikroszervezetek végzik-e sikeresebben, illetve tájékoztat az aerob mikrobák oxigénellátásának üteméről és a lebontás sebességéről. Az illékony szerves vegyületek (VOC-k)

gázfázisú

áramlásáról

vagy

a

különféle

kármentesítési

folyamatok

kivitelezhetőségéről, illetve a kármentesítés során keletkezett gázfázisú termékek mobilitásáról is fontos információkat kaphatunk a talajrétegek légáteresztő-képességének ismeretében. A talajok légáteresztő-képességét számos kutató mérte terepi és laboratóriumi körülmények között (De Boodt és Kirkham, 1953; Corey, 1986; Roseberg és McCoy, 1990; Iversen et al., 2001, 2003). Magyarországon Dunai et al. (2008) végzett légáteresztő-képesség méréseket eredeti szerkezetű talajmintákon PL-300 típusú permeaméterrel. Finsterle és Persoff (1997), Poulsen et al. (1998), Bedient et al. (1999) és Massmann, et al. (2000) a talaj telítetlen zónájában magas gőznyomáson végeztek légáteresztő-képesség méréseket abból a célból, hogy vizsgálják a talajban potenciálisan jelenlévő szerves folyadékszennyezők

kivonásának

lehetőségét

pára

(gőz)

formájában,

valamint

megismerjék a kipárolgás sebességét. Gyakran használják a légáteresztő-képesség mérést a talaj hidraulikus vezetőképességének becslésére, mivel mind a légvezetés, mind pedig a hidraulikusvezetés döntő hányadában a makrópórusokban történik. Irodalmi adatok alapján a szántóföldi vízkapacitásnak megfelelő víztelítettség mellett mért légáteresztő-képesség vethető össze leginkább a talajok hidraulikus vezetőképességével. Becslés A légáteresztő-képesség meghatározása homogén áramlás esetében a Darcy törvény alapján történik. Collis-George (1953) és Burdine (1953) függvény kapcsolatot állított fel a légáteresztő-képesség

és

a

hidraulikus

vezetőképesség

37

között.

Burdine

(1953)

egyenletében meghatározta a relatív áteresztőképességet légnemű fázis esetében. Chen et al. (1999) bevezette az úgynevezett relatív légáteresztő-képesség függvényt. A légáteresztő-képesség mérések adatainak felhasználásával a szerves folyadékvezetőképesség becslését - eddigi ismereteink szerint - a kőolaj-kutatásban alkalmazták csupán abból a célból, hogy az olajtárolók vezetési tulajdonságait meghatározzák (Eijpe és Weber, 1971). A szerves folyadékvezető-képesség meghatározására irányuló indirekt becslési módszerek továbbfejlesztésének lehetséges módja, hogy a talajok mért légáteresztő-képességét beépítésük a szerves folyadékvezető-képességet becslő pedotranszfer függvényekbe. Hasonlóképpen viselkedhetnek ugyanis a talajok a légáteresztő-képesség és a szerves folyadékvezető-képesség szempontjából, hiszen mindkét fluidumról elmondható, hogy (a duzzadás-zsugorodás vagy a dezaggregáció szempontjából) kevésbé mutat kölcsönhatást a talaj szilárd fázisával. 2.2.3. A mérési és becslési módszerek a gyakorlatban Magyarországon az elmúlt évtizedekben számos olyan ipari létesítmény szűnt meg, melyek területén nagy mennyiségű szénhidrogén szennyezés került, illetve kerülhetett be a felszín alatti talajrétegekbe. Napjainkban sok felhagyott ipari létesítmény helyén úgynevezett barnamezős beruházás valósul meg. A barnamezős beruházás folyamán - tekintettel a felszín alatti vizek védelméről szóló 219/2004. (VII. 21.) Kormányrendeletre - a már bekövetkezett szennyezés(ek) esetén kármentesítést kell végezni a közjavak védelme érdekében. A kármentesítés első szakasza a tényfeltárás. A tényfeltárás során a felszín alatti közeg állapotának megismerése céljából talajminták és felszín alatti vízminták vételezése történik (Kovács és Telekes, 2000). Ezt követően a vizsgálati eredmények figyelembevételével - számítással, modellezéssel - történik meg a szennyezés térbeli és időbeli lehatárolása (Simonffy, 1997, Kádár, 1997, Dura et al., 2001). Nemcsak a már megtörtént szennyezések esetében szükséges a szénhidrogénszennyezés térbeli lehatárolására és a szennyezés terjedés modellezése, hanem a még csak tervezett, de a környezetre veszélyt jelentő beruházások esetében is vizsgálni kell az esetlegesen bekövetkező szennyezések hatását (Telekes, G., 1997). A 314/2005. (XII. 25.) Korm. 38

Rendelet alapján előzetes vizsgálati, valamint környezeti hatásvizsgálati szakaszban minél pontosabban előre kell jelezni egy esetlegesen bekövetkező szénhidrogén szennyezés alkalmával végbemenő hatásfolyamatokat és megjelölni a végső hatásviselőket. A vízzel nem vagy rosszul elegyedő szerves folyadékok (NAPL-ek) felszín alatti talajrétegekben

végbemenő

vándorlási

folyamatai

szimulációs

modellekkel

előrejelezhetők. A számítógépes modellek fontos bemenő paraméterei a vizsgált talajok folyadékvisszatartó- képességét leíró kapilláris nyomás-folyadéktelítettség (P-S) görbék (melyeket a modellek nagy része a pF-görbéből becsül), illetve a telítettségi folyadékvezető-képesség (általában a hidraulikus vezetőképességből becslik a modellek). Azonban a vízvisszatartó képesség (pF-görbe) és a hidraulikus vezetőképesség mérése is meglehetősen drága, bonyolult és időigényes feladat. Ezért a mérések helyettesítésére szintén különböző becslési módszereket építettek a modellekbe. Ezeket a becslési módszereket összefoglaló néven pedotranszfer függvényeknek hívjuk (Bouma, 1989). Az alkalmazott függvények független változóként használt talajtulajdonságei általában a talajok mechanikai összetételéből származtatott értékek (pl. százalékos agyagtartalom, homok/iszap arány stb.), a talajok számított porozitása vagy térfogattömege, humusz- vagy szervesanyag-tartalma, illetve mésztartalma.

39

ANYAG ÉS MÓDSZER

3.1.

A vizsgált talajminták jellemzése

Laboratóriumi vizsgálatainkhoz hazánk területén, 24 helyszínen feltárt talajszelvény genetikai szintjeiből származó talajmintasort választottunk ki, mely összesen 87 féle talajmintát (1. és 2. melléklet) foglal magába. Olyan mintákat vontunk a vizsgálatokba, melyek lényegesen eltértek egymástól fizikai féleségükben, humusztartalmukban, agyagásvány-összetételükben és/vagy sótartalmukban. A mintasorozatot kiegészítettük még egy homok és egy lösz mintával is. A Salföldön gyűjtött, nagy tisztaságú pannóniai kvarchomok (Jantsky, 1966) a talajok homokfrakció, a paksi löszfal "Dunaújváros – Tápiósülyi lösz” " (1,5 - 8 m) összletéből (Pécsi, 1979) származó lösz minta pedig a talajok porfrakcióját képviseli. A vizsgálatainkhoz felhasználtunk még háromféle ásványi őrlemény mintát (bentonit, illit és kaolinit) is.. Az ásványi őrlemények az agyagásvány-szerkezet szélsőséges típusait képviselik. A kaolinit (a kaolin fő agyagos komponense) kétrétegű agyagásvány, nem duzzadó, kis kationcserélő kapacitású. A tiszta illitet 2:1 típusú, nem duzzadó rétegrácsok építik fel, közepes kationcserélő kapacitással rendelkezik. A montmorillonit (a bentonit mintában) 2:1 típusú agyagásvány, erőteljes duzzadásra képes, nagy kationcserélő kapacitású. A mintavételezés folyamán mind eredeti, mind pedig bolygatott szerkezetű talajmintákat gyűjtöttünk. Az eredeti szerkezetű talajmintákat szintenként 12 ismétlésben gyűjtöttük be. Így összesen 92 féle talajmintát és ásványi őrlemény mintát vontunk be a vizsgálatainkba. A talajok típusát és a megmintázott talajszintek mélységeit, illetve vastagságát a 1. és 2. melléklet mutatja. A talajminták legfontosabb fizikai és kémiai tulajdonságait a Fejér Megyei NAÁ Talajvédelmi Laboratóriumában (Velence) határozták meg. A laboratóriumi vizsgálatok folyamán víz- és szerves folyadékvisszatartás mérést 36 féle eredeti szerkezetű és 15 féle mesterséges 100 cm3 térfogatú talajmintán végeztünk (3. 40

melléklet). Hidraulikus vezetőképesség mérések elvégzésére 33 féle eredeti szerkezetű (100 és 790 cm3 térfogatú) talajmintán és 63 féle, egyenként 100 cm3 térfogatú mesterséges talajoszlopon került sor. Ezzel párhuzamosan végzett szerves folyadékvezető-képesség mérésekhez 37 féle eredeti szerkezetű (100 és 790 cm3 térfogatú) mintát, míg 63 féle mesterséges (100 cm3 térfogatú) talajoszlopot használtunk. A vízre és szerves folyadékra vonatkozó relatív áteresztőképesség mérések során 19 féle 100 cm3 térfogatú mesterséges talajoszlopot használtunk fel. A talajok légáteresztő-képességének meghatározása alkalmával kizárólagosan mesterséges talajoszlopok vizsgálatára került sor. A vizsgálat alatt összesen 42 féle, 900 cm3 térfogatú talajmintán hajtottunk végre légáteresztő-képesség méréseket.

3.2.

A vizsgálatokban alkalmazott folyadékok jellemzése

A vízvisszatartó- és vezetőképesség mérését desztillált vízzel, a szerves folyadék visszatartó- és vezetőképesség mérését DUNASOL 180/220 típusú szerves folyadékkal végeztük. A desztillált víz jellemzőit a 6. táblázat tartalmazza. 6. táblázat: A desztillált víz tulajdonságai DESZTILLÁLT VÍZ

Relatív molekulatömeg Sűrűség 20ºC-on, g/cm3 Forráspont ºC Standard párolgáshő, KJ/mol Telített gőznyomás 20ºC-on, torr Móltérfogat cm3/mol Felületigény A2/molekula Határfelületi feszültség (folyadék/levegő) (20°C) (mN cm-1) A molekula térfogata A3/molekula

18,01 0,9970 100,0 40,7 17,54 18,07 11,130 75 19,714

A DUNASOL 180/220 (lepárlása 180oC és 220oC között történik) megnevezésű szerves folyadék a gázolajfrakcióhoz közelálló tulajdonságokkal rendelkező, de aromás komponenst nem tartalmazó, éppen ezért környezetbarát (nincs karcinogén, mutagén és

41

terratogén hatása) kőolajipari termék, festékipari oldószer, melynek előállítója a százhalombattai MOL NyRt. Dunai Finomító. A vizsgálatainknál alkalmazott szerves folyadék fizikai, kémiai paramétereit a MOL NyRt. Környezetvédelmi Laboratórium (Szászhalombatta) és a MOL NyRt. Kenőanyag-kutatási Laboratórium (Komárom) adatai alapján a 7. táblázat mutatja.

7. táblázat: A DUNASOL 180/220 tulajdonságai NAPL DUNASOL 180/220 Forráspont Sűrűség (20°C) (g m-3) Viszkozitás (20°C) (g cm-3) Aromás alkotók (mm-1 %) Cikloalkánok (%) Cikloalkánok (%) 1gyűrű 2gyűrű 3gyűrű 4gyűrű Határfelületi feszültség (folyadék/levegő) (20°C) (N cm-1) Határfelületi feszültség (olaj/víz) (20°C) (N cm-1) Forráspont Sűrűség (20°C) (g m-3) Viszkozitás (20°C) (g cm-3)

3.3.

179/217 0,775 1,91 0 60,1 25,1 12,0 2,1 0,5 25 45,9 179/217 0,775 1,91

Laboratóriumi vizsgálatok és a statisztikai értékelés módszere

3.3.1. Térfogattömeg meghatározása A

térfogattömeg

meghatározása

során

a

meghatározott

térfogatú

talajmintát

szárítószekrényben 105 oC-on (15 – 20 óra) tömegállandóságig szárítottuk, majd a szárítószekrényből kivett és vízmentes CaCl2-dal töltött exszikkátorban kihűlt mintát gyorsmérlegen 0,1 g pontossággal mértük le (Buzás ed., 1993).

42

3.3.2.

Humusztartalom mérése

A humusztartalom meghatározásához 2 mm-es szitán átszitált talajból mértünk be 0,2 g körüli mennyiségeket 0,0001g pontossággal. A humusztartalom meghatározása a Tyurinféle módszerrel történt. A módszer alapelve, hogy a kálium-dikromátból savas közegben felszabaduló oxigén, oxidálja a talaj szerves széntartalmát. A reakcióban részt nem vett kálium-dikromát mennyisége Mohr-só segítségével redox-titrálással határozható meg. A roncsolásra elfogyott oxidálószer mennyiségéből számítottuk a minta szerves széntartalmát, majd humusztartalmát (Buzás ed., 1993). 3.3.3. CaCO3 tartalom mérése A mérést a szabvány szerint Scheibler-féle kalciméterrel végeztük el. Ezzel a készülékkel, a mintához adott sósav hatására felszabaduló széndioxid térfogatát mérhetjük meg. Előzetes, vizuális értékelés után a talajmintából 2-10 g-ot mértünk be 0,01 g pontossággal. A mérés során a sósav reakcióba lépve a talajminta mésztartalmával, annak mennyiségétől függően széndioxidot szabadított fel belőle. A fejlődött szén-dioxid mennyisége alapján egy erre a célra összeállított táblázatból kerestük ki az adott hőmérsékleten és nyomáson mért CaCO3-tartalmat (Buzás ed., 1993). 3.3.4.

Mechanikai összetétel meghatározása

A mechanikai összetétel vizsgálatok esetében a mintákat 2002. évig a hazai (MSZ-08. 0205-78 MÉM) szabványban rögzített pirofoszfátos módszerrel, míg 2002. évtől a FAO (ISO/DIS 11277/1995.) szabvány szerint, az aggregátumok teljes roncsolásával készítettük elő. A két előkészítési módszer közti alapvető különbség az aggregátumokat összetartó cementáló anyagok eltávolításának mértékében van. Az MSZ-08. 0205-78 MÉM szabvány szerinti előkészítésnél a 2 mm-es szitán átengedett talajhoz az Arany-féle kötöttségi számának megfelelő mennyiségű Na-pirofoszfátot adtunk, majd a mintát rázógépen, egy

43

éjszakán át rázatva diszpergáltuk a talajt. A 0,25 mm-nél nagyobb részecskéket tartalmazó homok frakciót nedves szitálással választottuk el. A különböző mérettartományba eső 0,25 mm-nél kisebb részecskék mennyiségét ülepítéssel és - a talajok sűrűségének figyelembevételével, a szemcsefrakcióknak megfelelő ülepedési idők és pipettázási mélységek megválasztásával - pipettázással határoztuk meg. A FAO (ISO/DIS 11277/1995.) módszertan szerinti előkészítési eljárásnál a talaj bemérését követően a diszpergálószer hozzáadása és a vizes rázatás előtt eltávolítottuk a talajmintából az aggregátum-képzésében jelentős szerepet játszó cementáló anyagokat. A talajminta humusztartalmát hidrogén-peroxiddal roncsoltuk el, mésztartalmát híg sósavval, vastartalmát

Na-ditionitos

redukcióval

távolítottuk

el,

majd

a

talajmintákhoz

diszpergálószert (4 %-os Na-hexametafoszfát és 1 %-os Na-karbonát oldat keverékét) adtunk. A diszpergált részecskéket tartalmazó talajszuszpenzióból a homok frakciót (>50µm ) szitával különítettük el, majd - ezt szárítószekrényben kiszárítva - száraz szitálással választottuk szét a különböző méretű (>1000 μm, 1000-500 μm, 500-100 μm, 100-50 μm ) homokfrakciókat. A további frakciókat (durva por: 50-20 µm, finom por: 202 µm és agyag: 2µm-nél kisebb) adott idő elteltével meghatározott mélységből kipipettázva határoztuk meg (Makó et al., 2002, Hernádi et al., 2007, Hernádi et al., 2008). 3.3.5. Aggregátum összetétel Az aggregátum összetétel meghatározását a szabványosan előkészített (légszáraz, megdarált és 2mm-es szitán átrostált) talajmintából száraz szitálással végeztük. Az eredeti szerkezetű talajminták kivételével minden vizsgálatnál ilyen módon előkészített talajmintákkal dolgoztunk. Ehhez 100-100 g mintát mértünk be, majd szitasorozat segítségével 10-10 percet szitálva választottuk szét az előre meghatározott aggregátum frakciókat (0,056 mm >, 0,056- 0,25 mm, 0,25 – 0,5 mm, 0,5 – 1 mm, 1- 2 mm ) (Buzás ed., 1993). 3.3.6. A talajminták víz- és szerves folyadékvisszatartó-képességének mérése A talajminták víz- és szerves folyadékvisszatartó képességének meghatározására több mérési sorozatot is végeztünk.

44

A szerves folyadékvisszatartás és a talajtulajdonságok között fennálló kapcsolat vizsgálata során a mérési adathalmazból az SPSS/PC for Windows 9.0 programmal véletlenszerűen kiválogattam a teljes mérési adathalmaz 60 %-át képező mérési adatot. Ezt követően a kiválogatott mérési adatok bevonásával a szerves folyadékvisszatartást becslő egyenleteket parametrizáltam, úgynevezett szerves folyadékvisszatartás pedotranszfer függvényeket hoztam létre. A parametrizált becslő egyenleteket a mérési adathalmaz megmaradt részén (40 %) teszteltem, összehasonlítottam a mért értékeket a lineáris regresszióval becsült értékekkel,

illetve

a

„hagyományos”

(Leverett-féle)

becslési

eljárással

kapott

eredményekkel.

3.3.6.1. Víz- és szerves folyadékvisszatartó-képesség mérése állandó hőmérsékleten és változó nyomáson Az első mérési sorozat alkalmával tizenkettő talajszelvény (Zalakomár, Heresznye, Zalakaros I., Zalakaros II., Vízvár I., Vízvár II., Nagyrécse, Karcag, Kisújszállás, Keszthely 0, Lovasberény, Magyarszombatfa) választottunk ki vizsgálatainkhoz. A mintasorozatot kiegészítettük még további öt talaj- és ásványi őrlemény (salföldi kvarchomok, paksi lösz, mádi bentonit, füzérradványi illit és zettlitzi kaolin) mintával, így összesen 50 féle talajmintát és ásványi őrlemény mintát vontunk be a vizsgálatokba. A talajok típusát és a megmintázott talajszintek mélységeit, illetve vastagságát a 1. és 2. melléklet tartalmazza. Az első mérési sorozat alkalmával a mechanikai összetétel meghatározása a hazai, MSZ-08. 0205-78 MÉM és a nemzetközi, FAO (ISO/DIS 11277/1995.) szerint is megtörtént. A víz- és szerves folyadékvisszatartás mérésekre 36 eredeti szerkezetű és 5 mesterséges talajoszlop esetében került sor (3. melléklet). A vízvisszatartó-képességet három ismétlésben határoztuk meg adott talajszintből származó három eredeti szerkezetű, 100 cm3 térfogatú talajmintán és egy adott humuszmentes talajból vagy ásványi őrleménymintából készített három 100 cm3 térfogatú mesterséges talajoszlopon. A vizsgálat során a vízvisszatartást alacsony szívóerő tartományban (pF 0 és pF 2,5) a Várallyay féle homok és kaolinlapos pF mérő berendezéssel (Buzás ed., 1993), míg nagyobb szívóerő tartományban (pF 3,4 és pF 4,2) nyomásmembrános készülékkel (Buzás

45

ed., 1993) határoztuk meg három ismétlésben. A pF 6,2 meghatározásához meghatározott gőznyomású térben végeztük a talajminták telítését (Sík-féle higroszkóposság mérések: CaCl2 x 6H2O fölött). A pF 6,2 értéknek megfelelő térfogatszázalékos nedvességtartalmat a talaj higroszkóposságának (hy1) és térfogattömegének a szorzata adta. A szerves folyadékvisszatartó-képesség meghatározására a Soilmoisture Equipment Corporation által gyártott LAB 23 jelű porózus kerámialapos pF-mérő berendezés szerves folyadékokkal történő mérések céljára – általunk – átalakított változatát használtuk (Klute, 1986), melyet a 2. ábrán mutatunk be. A szerves folyadékvisszatartó-képesség mérésére az eredeti gyári porózuslap cellák alkalmatlanok voltak, mert azokat alulról a szerves folyadékoknak kevéssé ellenálló gumiréteg fedte. A gyári porózuslap cellák helyett ezért a gyártótól vásárolt porózus kerámialapok alját szerves folyadéknak ellenálló szilikongumi lapokkal borítottuk be. Ily módon kétféle cellát készítettünk, gyárilag 1,0 és 5,0 bar levegőáteresztési küszöbértékkel jellemzett porózus kerámialapok felhasználásával. A cellákon túl módosítani kellett a pF-mérő berendezés összes csatlakozását és a folyadékvezető csőrendszereket is. Az elvezető csöveket és a dugókat teflonból, illetve szerves folyadéknak ellenálló szilikongumiból, a gyűjtőedényeket és nívópalackokat üvegből alakítottuk ki. Mivel a porózus kerámialapok levegőáteresztési küszöbértéke a víz/levegő rendszerre lett megadva (1,0 és 5,0 bar), a határfelületi feszültség értékek figyelembevételével ki kellett számolnunk a cellák szerves folyadék/levegő rendszerre érvényes levegőáteresztési küszöbértékeit (0,4 és 1,8 bar), melyek megadták az átalakított készülék celláival végezhető nyomás-folyadéktartalom mérések lehetséges méréstartományát (0-0,4 bar és 0,5-1,8 bar). A szerves folyadékvisszatartó-képességet a vízvisszatartó-képességhez hasonlóan három ismétlésben határoztuk meg adott talajszintből származó három eredeti szerkezetű, 100 cm3 térfogatú talajmintán és egy adott humuszmentes talajból vagy ásványi őrleménymintából készített három 100 cm3 térfogatú mesterséges talajoszlopon. A mintákat tartalmazó hengerek aljára sifon vásznat erősítettünk fémbilincsek segítségével, mivel a szerves folyadékot tartalmazó közegben a vizes pF-méréseknél alkalmazott műanyag szitaszövet, illetve gumi nem volt alkalmazható.

46

2. ábra: A folyadékvisszatartó-képesség méréséhez kialakított mérőrendszer (a porózus kerámialapos nyomás-telítettség mérés berendezése)

Miután a mintákat előkészítettük, telítettük őket DUNASOL 180/220 elnevezésű szerves folyadékkal. A telítést egységesen 1 hétig végeztük, bár a telítődés szemmel láthatóan néhány óra alatt, esetleg 1-2 nap alatt megtörtént. A mintákat lemértük telített állapotban (0,01 g pontossággal végeztük a tömegméréseket), majd a mintákat oly módon állítottuk szerves folyadékba, hogy csak az alsó élük érintkezzen a folyadékkal. Ez átlagosan 0,002 bar szívóerőnek felel meg. Egy hetet álltak így a minták a folyadékban, majd újból mértük tömegüket. A Soilmoisture Equipment Corporation által gyártott LAB 23 típusú készülékkel 0,1; 0,2; 0,5 és 1,0 bar-on végeztünk méréseket. A mérés folyamán a hőmérséklet szabályozására még nem került sor, a vizsgálati hőmérséklet a laboratóriumban uralkodó hőmérsékletnek megfelelően változott, de közelítőleg 20 oC körül adható meg.

47

A mintákat egységesen 1 - 2 hétig tartottuk egy-egy nyomásértéken a készülékben. A nyomásértékek megváltoztatása előtt a mintákat kiszedtük a készülékből és lemértük a tömegüket. A vizsgálatsorozat végén a talajmintákat szárítószekrénybe helyeztük és 48 óráig 105 oC-on kiszárítottuk - mérésekkel igazoltuk, hogy egyrészt majdnem a teljes szerves folyadék mennyiség elpárolog ez idő alatt, másrészt a hőmérséklet emelésével (200 o

C) nem kapunk pontosabb szerves folyadékvisszatartó-képesség eredményeket -, majd

lemértük. Legvégül lemértük az üres, megtisztított, száraz „szerelvényeket” (mintatartó csövek, bilincsek és a sifon vásznak) is. A mérési adatokból kiszámítottuk a minták adott nyomásértékekkel

szemben

folyadéktartalmát,

illetve

visszatartott

tömeg-

megszerkesztettük

a

és

térfogatszázalékos

nyomás-szerves

szerves

folyadéktelítettség

görbéket. A vizsgálat során a desztillált vízzel és szerves folyadékkal végzett folyadékvisszatartóképesség mérések eredményeit az alábbi módon elemeztem. Mivel a módszertani lehetőségek nem tették lehetővé, hogy a kétféle folyadékkal történő folyadékvisszatartóképesség méréseknél azonos nyomásértékek mellett vizsgáljam a visszatartott folyadékok térfogatszázalékos mennyiségét, az összehasonlíthatóság végett regressziós görbe illesztéssel

becsültem

a

hiányzó

nyomásértékekhez

tartozó

visszatartott

folyadéktartalmakat. A görbeillesztéshez a nemlineáris regresszió módszerét alkalmaztam (SPSS/PC for Windows 9.0), az illesztett függvény az ún. Brutsaert-féle háromparaméteres hatványfüggvény volt (Rajkai és Kabos, 1999): Θ = Θ0 / (1+ αφn)

(1.)

ahol Θ a talajminta folyadéktartalma térfogatszázalékban, Θ0, α és n illesztési paraméterek és φ a talaj nedvességpotenciálja (a nyomásérték) bar-ban. A

görbeillesztés

után

összehasonlítottam

az

azonos

nyomásértékekhez

tartozó

térfogatszázalékos víz- és szerves folyadékvisszatartó-képességeket, másrészt ellenőriztem a szénhidrogénszennyezés-terjedési modellek által széleskörűen használt 2. becslő egyenlet megbízhatóságát a vizsgálati mintaanyagon. A Leverett – féle (Leverett, 1941; Amyx et al., 1960) 2. egyenlettel egy adott folyadékpárra (általában víz/levegő) mért nyomás-nedvességtartalom, vagy nyomás48

telítettség görbe alapján számítják egy másik folyadékpár (szerves folyadék/levegő vagy szerves folyadék/víz) nyomás-folyadéktartalom vagy nyomás- telítettség görbéjét: Pc szl = Pc lv . (ρv . σlsz) / (ρsz . σlv) ahol Pc

vl

a víz/levegő, Pc

szl

(2.)

a szerves folyadék /levegő folyadékpár nyomás-

nedvességtartalom, vagy nyomás-telítettség görbéje, ρv és ρsz a folyadékok fajlagos tömeg értékei (g/cm3), σszl és σlv a folyadékpárok (szerves folyadék/levegő és víz/levegő) határfelületi feszültség értékei (N/m2). Végezetül regresszió-analízissel vizsgáltam a talajtulajdonságok (mechanikai összetétel, térfogattömeg, stb.) kapcsolatát a minták szerves folyadékvisszatartó-képességével (SPSS/PC for Windows 9.0/Backward elimináció). A folyadékvisszatartás vizsgálatára irányuló első mérési sorozat során csak a nyomás szabályozására, változtatására nyílott lehetőségünk. Ezt követően a második mérési sorozatot azon célból hajtottuk végre, hogy megvizsgáljuk szabályozott, állandó hőmérsékletű és változó nyomású térben miként befolyásolja a talajminták aggregáltsága, szerkezetessége a folyadékvisszatartást. A

kísérleteink

céljára

agyag-,

humusz-

és

mésztartalmukban,

agyagásvány

összetételükben, illetve aggregáltságuk mértékében eltérő talajmintákat választottunk ki. A négy kiválasztott

-Keszthely, Magyarszombatfa, Lovasberény és Székesfehérvár -

talajszelvény legfelső, „A” genetikai szintjéből származó talajmintákból (2. melléklet: 26., 30., 33. és 45. jelű minta) előzetesen szitasorozattal „aggregáltsági sorozatot” állítottunk elő. Az „aggregáltsági sorozatok” elemei a 2,0 mm >, 1,0 mm >, 0,5 mm >, 0,25 mm > és 0,056 mm > méretű aggregátumokat tartalmazó mesterséges talajminták voltak. A vizsgálatok elvégzéséhez tovább fejlesztettük a mérőrendszerünket is (3. ábra). A cellákat

tartalmazó

extraktorokat

már

olyan

térben

helyeztük

el,

ahol

a

hőmérsékletszabályozókkal állandó, meghatározott hőmérsékletet tudtunk biztosítani. Továbbfejlesztettük a nyomásszabályzó rendszert is (0,02 bar, 0,05 bar, 0,15 bar és 0,4 bar állandó alacsony nyomást biztosító reduktorok beszerelésével) és bővítettük a mérőkapacitást, egy időben akár 50 - 60 darab talajminta vizsgálata is lehetővé vált. 49

B.

C.

A.

D.

3. ábra: A folyadékvisszatartás mérése során alkalmazott új mérőberendezés A.: az extraktorokhoz csatlakozó büretták B.: nyomás szabályozó rendszer C.: a porózus kerámialapon elhelyezett folyadékkal telített talajminták D.: hőmérséklet szabályozó rendszer A talajminták szerves folyadékkal mérhető nyomás-telítettség görbéinek meghatározásakor 100 cm3 térfogatú mesterséges talajoszlopokat vizsgáltunk három ismétlésben. Első lépésként a talajok víztartalmának eltávolítására 105°C-on szárítottuk a mintákat, meghatároztuk az abszolút száraz tömegüket. Majd telítettük a mintákat a DUNASOL 180/220 modellfolyadékkal. Egy hét elteltével mértük a talajoszlopok tömegét, majd az

50

oszlopokat úgy állítottuk a szerves folyadékba, hogy alsó lapjukat érintkezzen a folyadékszinttel. Újabb egy hét múlva ismét tömegmérést végeztünk, majd a mintákat a speciálisan kialakított extraktorokba helyeztük. A készülékkel a méréseket 20mbar, 50mbar, 150mbar, 400mbar, 1bar és 1,5 bar nyomáson végeztük el. Az egyensúly kialakulása azonban sok esetben a vízvisszatartáshoz képest több időt vett igénybe. Akkor tekintettük beálltnak az egyensúlyt, amikor az extraktorokból kifolyó szerves folyadékot összegyűjtő bürettában a folyadéknívó szintje észrevehetően két napon keresztül nem változott. A vizsgálatban felhasznált minták esetében az egyensúly megközelítőleg egy-két hét alatt állt be. Az abszolút száraz talaj tömegére vonatkoztatva határoztam meg a tömegszázalékos visszatartott szerves folyadéktartalmat, illetve számoltam a térfogatszázalékos folyadéktartalmakat és a folyadéktelítettséget is. Vizsgáltam a mechanikai összetételen és az alap talajvizsgálati eredményeken túl a talajok szerkezetességének a szerves folyadékvisszatartásra kifejtett hatását. A statisztikai vizsgálatokhoz meghatároztam az „aggregáltsági sorozatok” egyes elemeinek (úgynevezett aggregátum frakcióknak) az alapvető talajtani jellemzőit, az ISO/DIS 11277/1995 (FAO) szabvány szerinti mechanikai összetételét, illetve az aggregátum

összetételt száraz

szitálással. Kiszámítottam a talajok mechanikai összetételét, illetve az aggregátum összetételt egyetlen számadattal jellemző átlagos geometriai átmérőket (GMD(mech) és GMD(aggr)): GMD = exp ( Σ

n i=1

wi .log xi / Σ

n i=1 wi )

(3)

ahol wi : az elemi részecskék vagy az aggregátumok tömege egy adott xi átlagos átmérőjű frakcióban, wni=1 wi : a minta összes tömege (Kemper és Rosenau, 1986). Az adatok kiértékelését az SPSS for Windows 9.0 statisztikai program segítségével végeztem. Egytényezős varianciaanalízissel (SPSS/ Univariate Analysis of Variance, Duncan teszt) vizsgáltam, hogy hány szerves folyadékvisszatartási csoport különíthető el talajtípusonként és aggregáltsági frakciónként. Többváltozós lineáris regresszióval (SPSS/PC for Windows 9.0, Backward eliminációs módszerrel)

választottam

ki

azokat

a 51

talajtulajdonságokat,

amelyek

leginkább

befolyásolják a talajminták szerves folyadékvisszatartó-képességét. Külön-külön is vizsgáltam a talajtulajdonságok és a szerves folyadékvisszatartás összefüggéseit. Ezt követően összehasonlítottam a mért szerves folyadékvisszatartás értékeket a Leverett (1941) módosított egyenlete (Amyx et al., 1960)

alapján és a többváltozós lineáris

regresszióval (SPSS/PC for Windows 9.0, Backward eliminációs módszerrel) becsült szerves folyadékvisszatartás értékekkel. 3.3.6.2. Víz- és szerves folyadékvisszatartó-képesség mérése változó hőmérsékleten és nyomáson A folyadékvisszatartás vizsgálatára irányuló első és második mérési sorozat során állandó hőmérsékletű és változó nyomású térben vizsgáltuk a folyadék visszatartást. Ezt követően a harmadik mérési sorozat folyamán azt kívántuk vizsgálni, hogy a nyomás változása mellett a hőmérséklet változása hogyan befolyásolja a talajok folyadékvisszatartását. Ennek érdekében a harmadik mérési sorozatnál 11 féle 100 cm3 térfogatú mesterséges talajoszlopon végeztünk méréseket változó nyomású (0,02, 0,05, 0,15, 0,4, 0,5, 1 és 1,5 bar) és hőmérsékletű (20, 40 és 60 oC) térben. A mintákat úgy választottuk ki, hogy azok minél változatosabb mechanikai összetételűek legyenek. A kísérleteket a 26. (Keszthely, Ramann-féle erdőtalaj, A szint), 27. (Keszthely, Ramann-féle erdőtalaj, B1 szint), 28. (Keszthely, Ramann-féle erdőtalaj, B2 szint), 29. (Keszthely, Ramann-féle erdőtalaj, BC szint), 43. (Keszthely, Ramann-féle erdőtalaj, C1 szint), 44. (Keszthely, Ramann-féle erdőtalaj, C2 szint), 45. (Székesfehérvár, futóhomok talaj, A szint), 37. (Mád, bentonit), 38. (Salföld, kvarchomok), 40. (Zettlitz, kaolin) és 41. (Paks, lösz) jelű talajmintákból és ásványi őrleménymintákból (2. melléklet) készített mesterséges talajoszlopokon végeztük. A talajminták szerves folyadékkal mérhető nyomás-telítettség görbéinek meghatározásakor 100 cm3 térfogatú mesterséges talajoszlopokat vizsgáltunk, három ismétlésben. A vizsgálatokat a 2. mérési sorozattal azonos módon hajtottuk végre.

52

Az adatok kiértékelését az SPSS for Windows 9.0 statisztikai program segítségével végeztem.

A

térfogatszázalékos

visszatartott

szerves

folyadéktartalom

és

a

talajtulajdonságok kapcsolatát lineáris regresszióanalízissel (Backward elimináció) vizsgáltam változó hőmérsékleten és nyomáson. A talajtulajdonságok közül a homok-, por, agyagtartalmat, a humusz- és mésztartalmat, valamint a térfogattömeget vontam be a regresszióanalízisbe.

3.3.7. A talajminták folyadékvezető- és légáteresztő-képességének mérése 3.3.7.1. Hidraulikus vezető- és szerves folyadékvezető-képesség mérése Az első mérési sorozat folyamán az 1. és 2. mellékletekben ismertetett 1 – 22. jelű, 100 cm3 térfogatú és 26 – 36. jelű, 790 cm3 térfogatú talajminták folyadékvezető-képességét vizsgáltuk.

4. ábra: A folyadékvezető-képesség méréséhez használt mérési elrendezés és az eredeti szerkezetű (műgyanta borítású) nagyméretű talajoszlopok

53

Az eredeti szerkezetű mintákat a méréseinkhez úgy készítettük elő, hogy először 40 oC-on szárítottuk azokat, majd a némiképp összezsugorodott talajoszlopokat óvatosan kiszedtük a mintavevő csőből. A minta előkészítés során a 42. jelű minta megsérült, így azon nem tudtuk elvégezni a tervezett folyadékvezető-képesség mérést. A száraz talajoszlopokat ezután 4 - 5 rétegben műgyantaborítással (POLIKON P-210 FAXT) vontuk be, majd lemértük a talajoszlopok átmérőjét, magasságát. A műgyanta kb. 1 mm vastagságban a száraz talajba ivódott, így elkerültük, hogy a talajoszlop és a mintatartó henger fala között makropórusok, hézagok alakulhassanak ki. Végül a műgyantával borított talajoszlop aljára sifon vászonszövetet, a tetejére pedig a folyadékvezető-képesség mérő eszközzel (a talajminta átmérőjével közel azonos belső átmérőjű) csatlakoztatható fém- vagy műanyagcsövet rögzítettünk, ugyancsak műgyantával (4. ábra). A csökkenő folyadéknyomás módszerével mértük a talajok hidraulikus- és szerves folyadékvezető-képességét (Búzás ed., 1993). Berendezésünket oly módon alakítottuk át, hogy az alkalmas legyen a szerves folyadékokkal történő mérésekre (Makó 1995 a,b) is (fém, olajálló műanyag, üveg, illetve olajálló szilikongumi alkatrészek, lásd 4. ábra). Egyegy folyadékkal egy-egy talajmintán 27 ismétlésben végeztünk méréseket. A mérések eredményei alapján kiszámítottuk a minták átlagos folyadékvezető-képességét.

Hasonló módon mértük a 26 – 50. és a 37 – 41. jelű talajmintákból, valamint ásványi őrlemény mintákból (3. melléklet) készített mesterséges talajoszlopok (légszáraz, 2mm-es szitán átrostált talajból szárazon tömörített 100 cm3 térfogatú oszlopok) hidraulikus- és szerves folyadékvezető-képességét. Összehasonlítottam a Kozeny - Carman féle 4. egyenlettel (Kozeny, 1927; Carman, 1956) becsült szerves folyadékvezető - képesség értékeket a mért szerves folyadékvezetőképesség értékekkel. A Kozeny-Carman - féle becslési eljárással a hidraulikus vezetőképességből

becslik

a

szerves

folyadékvezető-képességet,

felhasználva

a

folyadékpárok eltérő viszkozitási és fajlagos tömeg értékeit: KS sz = KS v . (μv. ρsz) / (μsz . ρv)

54

(4.)

ahol KS sz: szerves folyadékvezető-képesség; KS v: hidraulikus vezetőképesség; μv és μsz: a víz és a szerves folyadék viszkozitása; ρv és ρsz: a víz és a szerves folyadék fajlagos tömege. A továbbiakban kerestem a mért szerves folyadékvezető - képesség értékek kapcsolatát a talajtulajdonságokkal. Ennek során a Campbell-féle függvény (Campbell, 1985) linearizált változatát vizsgáltam regresszióanalízis alkalmazásával (SPSS for Windows 7.5/Backward elimináció) : KS = Poösszb . exp(a+c . A+d . P+e . H+f . MESZ)

(5.)

ahol KS: a minták folyadékvezető-képessége [m/s]; Poössz: az eredeti szerkezetű minták számított összporozitása (%)/100, A: agyag (%)/100, P: por (%)/100, H: homok (%)/100 és MESZ: CaCO3 [%]/100. 3.3.7.2. Vízre és szerves folyadékra vonatkozó relatív áteresztőképesség mérés A több folyadékfázist tartalmazó rendszerek relatív áteresztőképességének vizsgálatára a hidraulikus-, illetve a szerves folyadékvezető-képesség mérések során alkalmazott 100 cm3 mesterséges talajoszlopokat használtuk. Az előzetesen vízzel telített talajoszlopokon mértük a szerves folyadék (DUNASOL 180/220) átszivárgási sebességét, illetve a szerves folyadékkal telített talajoszlopokon mértük a víz átszivárgási sebességét csökkenő folyadéknyomás módszerével. Eközben folyamatosan regisztráltuk az átszivárgó folyadékok mennyiségét. A több folyadékfázisú áramlás (relatív áteresztőképesség) vizsgálata során kapott mérési eredményeket a mintákon átszivárgott folyadékmennyiségek függvényében ábrázoltam és értékeltem. 3.3.7.3 A talajok hidraulikus vezető- és szerves folyadékvezető-képességének, valamint légáteresztő-képességének mérése A második mérési sorozat során a folyadék vezetőképességi kísérletek végrehajtásához tíz vizsgálati helyszínen feltárt talajszelvény eltérő genetikai szintjeiből származó 55

talajmintákat (42 féle) használtunk fel. A talajtípusokat és a genetikus szinteket, illetve a legfontosabb talajtulajdonságokat az 1. és 2. melléklet mutatja. A folyadékvezető-képesség mérésekhez a légszáraz, darált és 2 mm-es szitán átszitált bolygatott mintákból mesterséges talajoszlopokat készítettünk. A folyadékvezető-képesség méréseket 100 cm3–es mesterséges talajoszlopokon desztillált vízzel és szerves folyadékkal (DUNASOL 180/220) végeztük, a csökkenő folyadéknyomás módszerét alkalmazva (Klute és Dirksen, 1986). Három oszlopot készítettünk minden talajmintából, és kilenc mérést végeztünk minden talajoszlopon. A légáteresztő-képesség mérésére a PL-300 típusú berendezést alkalmaztuk, melyet az UGT (Umwelt-Geräte-Technik GmbH München) fejlesztett ki. Ez a készülék mind terepen, mind pedig a laboratóriumban képes mérni a talajok légáteresztő-képességét, a tenzióját és térfogatszázalékos nedvességtartalmát is (5. ábra).

5. ábra: Légáteresztő képesség mérő berendezés A légáteresztő-képesség a Darcy egyenlet alapján meghatározható - a légáramlás mértéke és az áramlási távolság mentén mérhető nyomásgradiens között felírható - arányossági tényező.

56

A

légáteresztő-képesség

mérő

berendezés

biztosítja

különböző

mérőkamrák

csatlakoztatásával a talajállapotnak megfelelő levegőáramlási formát. A megfelelő mérőkamra egy jól meghatározott légáramot állít elő a vizsgált talajtérfogatban. Az áramlás

sebessége

a

mérőberendezésben

lévő

kalibrált

fúvókánál

mérhető

nyomásgrádiensből határozható meg. Egy másik nyomásérzékelő szenzorral mérhető a vizsgált talajtérfogat feletti nyomásváltozás, melyből kiszámítható a légáramlás nyomásgradiense.

Levegő bejuttatása

Vizsgált talaj

6. ábra: A mesterséges talajminták mérésére használt mérőcella vázlatos rajza a mérendő mintával A légáteresztő-képesség méréseket mesterséges, 900 cm3 térfogatú talajoszlopokkal (2. melléklet) végeztük a homogén légáramot biztosító mérőkamra (6. ábra) használatával. A légszáraz talajminták nedvességtartalma 2 - 7 % között változott. A továbbiakban összehasonlítottam az azonos talajmintákon mért légáteresztő- és folyadékvezető-képességi adatokat. Többváltozós regresszióanalízis módszerét (SPSS/PC for Windows 7.5/Backward elimináció) alkalmazva vizsgáltam a talajtulajdonságok légáteresztő-képességre gyakorolt hatását.

57

Szintén regresszióanalízissel vizsgáltam a talajok légáteresztő-képessége és szerves folyadékvezető-képessége közötti kapcsolatot (SPSS/PC for Windows 9.0, Backward elimináció). A szerves folyadékvezetés és a talajtulajdonságok között fennálló kapcsolat vizsgálata során a mérési adathalmazból az SPSS/PC for Windows 9.0 programmal véletlenszerűen kiválogattam a teljes mérési adathalmaz 60 %-át képező mérési adatot. Ezt követően a kiválogatott mérési adatok bevonásával a szerves folyadékvezetést becslő egyenleteket parametrizáltam, úgynevezett szerves folyadékvezetési pedotranszfer függvényeket hoztam létre. A parametrizált becslő egyenleteket a mérési adathalmaz megmaradt részén (40 %) teszteltem, összehasonlítottam a mért értékeket a lineáris regresszióval becsült értékekkel, illetve a „hagyományos” (Kozeny – Carman -féle) becslési eljárással kapott eredményekkel. 3.3.8. A szerves folyadékvisszatartó- és folyadékvezető-képesség becslés hibája 3.3.8.1.A szerves folyadékvisszatartó-képesség becslés hibája A szerves folyadékvisszatartó-képesség becslés hibáját annak abszolút és relatív hibájával adtam meg. A szerves folyadékvisszatartó-képesség becslés abszolút hibája: AHvi = ∑ni=1 │ Θb-Θm │ A becslés átlagos abszolút hibája az alábbiak szerint adható meg: ÁAHvi = ( ∑ni=1│ Θb-Θm│ ) / n A szerves folyadékvisszatartó-képesség becslés relatív hibája: RHvi = ( ∑ni=1│ Θb-Θm│ ) / ∑ni=1 Θm Az egyenletekben: Θb: becsült visszatartott szerves folyadéktartalom (tf%)

58

Θm: mért visszatartott szerves folyadéktartalom (tf%) n: mintaszám 3.3.8.2.A szerves folyadékvezető-képesség becslés hibája Hasonlóan a szerves folyadékvisszatartó-képesség becsléshez a szerves folyadékvezetőképesség becslés hibáját is annak abszolút és relatív hibájával jellemeztem. A szerves folyadékvezető-képesség becslés abszolút hibája: AHve = ∑ni=1 │Ksb-Ksm│ A becslés átlagos abszolút hibája az alábbiak szerint adható meg: ÁAHve = ( ∑ni=1│Ksb-Ksm│ ) / n A szerves folyadékvezető-képesség becslés relatív hibája: RHve = ( ∑ni=1│Ksb-Ksm│ ) / ∑ni=1 Ksm Az egyenletekben: Ksb: becsült szerves folyadékvezető-képesség [lg (m/s)] Ksm: mért szerves folyadékvezető-képesség [lg (m/s)] n: mintaszám

59

4.

AZ EREDMÉNYEK ÉRTÉKELÉSE

4.1. A talajok fontosabb mért fizikai és kémiai jellemzői A talajok fontosabb fizikai és kémiai paramétereinek (térfogattömeg, mechanikai összetétel, aggregátum összetétel, humusz- és CaCO3 tartalom) részletesebb ismertetésére a következő alfejezetekben, a víz- és szerves folyadékvisszatartás, a hidraulikus- és szerves folyadékvezető-képesség, valamint légáteresztő-képesség vizsgálatok eredményeinek értékelésekor térek ki, bemutatva az azokkal való összefüggésüket. 4.2. A talajminták mért és becsült víz- és szerves folyadékvisszatartó-képessége 4.2.1. A talajminták víz- és szerves folyadékvisszatartó-képességének mérési eredményei és becslése állandó hőmérsékleten és változó nyomáson Az

első

mérési

sorozat

esetében

azt

tapasztaltam,

hogy

a

teljes

vizsgált

nyomástartományban (0 – 1 bar) valamennyi eredeti szerkezetű és mesterséges talajmintánál jóval nagyobb a visszatartott víztartalom (4. melléklet), mint a visszatartott szerves folyadéktartalom (5. melléklet). Ez a folyadékok fizikai paramétereinek ismeretében (6. és 7. táblázat) várható is volt. A visszatartott folyadéktartalmakat térfogatszázalékban adtam meg, annak érdekében, hogy összevethetőek lehessenek a vízvisszatartás (pF) és a szerves folyadékvisszatartás értékek és görbék. A vizsgált mintaanyagon az eredeti szerkezetű talajminták esetében a 0 bar nyomáson mért maximális

vízvisszatartó-képesség

34,7

-

55,9

térfogatszázalék

(átlag:

41,9

térfogatszázalék), míg a maximális szerves folyadékvisszatartó-képesség 24,2 - 47,1 térfogatszázalék (átlag: 30,5 térfogatszázalék) között változott.

A mesterséges

talajmintáknál a 0 bar-on mért maximális vízvisszatartó-képesség 46,1 - 75,7 térfogatszázalék

(átlag:

50,5

térfogatszázalék),

míg

a

maximális

szerves

folyadékvisszatartó-képesség 38,17 – 68,27 térfogatszázalék (átlag: 40,6 térfogatszázalék) között mozgott. Az 1 bar nyomás mellett visszatartott vízmennyiség az eredeti szerkezetű mintáknál 17,7 – 42,55 térfogatszázalék (átlag: 26,5 térfogatszázalék), a mesterséges talajmintáknál 24,9 – 55,9 térfogatszázalék (átlag: 36,3 térfogatszázalék) volt. Ugyanezen nyomáson a visszatartott szerves folyadék mennyisége az eredeti szerkezetű mintáknál 60

10,4 – 23,4 térfogatszázalék (átlag: 16,5 térfogatszázalék), míg a mesterséges talajmintáknál 0,28 – 46,31 térfogatszázalék (átlag: 24,1 térfogatszázalék) között mozgott. Ezt követően az 1. egyenlet alapján nemlineáris regresszióval talajmintánként illesztett nyomás-víztartalom, illetve nyomás-szerves folyadéktartalom görbéket együtt ábrázoltam a Leverett - féle (Amyx et al., 1960) 2. egyenlettel becsült (6. melléklet) nyomás - szerves folyadéktartalom görbékkel, melyek közül néhány jellemzőt a 7. melléklet tartalmaz. A folyadékvisszatartási görbék talajmintánként különböző meredekségűek, adott talajmintánál azonban a víz- és szerves folyadékvisszatartási görbék lefutása általában hasonló, a függőleges tengely mentén elcsúsztatott. Az elcsúsztatás mértéke 6,3 - 22,2 térfogatszázalék között változik, átlagosan 11,5 térfogatszázalék. A 0 - 0,1 bar nyomástartományban a szerves folyadék - és vízvisszatartási görbék párhuzamos lefutása a talajminták nagy részénél némiképpen módosul. Ez a tartomány tekinthető feltételezéseim szerint - az úgynevezett gravitációs folyadéktartalomnak, a pórustér a gravitációs pórustérnek. Összehasonlítva a 2. egyenlet alapján becsült nyomás – szerves folyadéktartalom görbéket a mért nyomás - szerves folyadéktartalom görbékkel megállapítható, hogy a 2. egyenlet kisebb-nagyobb

mértékben

alulbecsli

a

talajminták

által

visszatartott

szerves

folyadéktartalmat a vizsgált nyomástartományban. Az eltérés nagysága minimálisan 2,9 térfogatszázalék, maximálisan 13,4 térfogatszázalék és átlagosan 7,3 térfogatszázalék. A mért és a becsült szerves folyadéktartalmak közötti eltérést sok esetben a nagyobb humusztartalmú és szerkezetes (aggregálódott) talajt tartalmazó rétegekben nagyobbak, míg a kisebb humusztartalmú és szerkezet nélküli altalajokban kisebbek. Az átlagos eltérés a 0,5 % - nál nem nagyobb humusztartalmú talajoknál 6,7 térfogatszázalék, a 0,5 % feletti humusztartalmú talajoknál 7,5 térfogatszázalék volt. Különösen látványos ez a tendencia akkor, amikor adott talajszelvényen belül hasonlítom össze a felső és alsó talajrétegek szerves folyadékvisszatartó-képességét, valamint az alacsonyabb nyomástartományban. Feltételezem, hogy a mért és becsült szerves folyadékvisszatartó-képesség görbék közötti eltérések oka az, hogy a 2. egyenlet érvényességi tartománya az úgynevezett „ideális

61

porózus rendszer”, azaz olyan talaj, ahol a szilárd fázis és a folyadék fázis közt nincs fizikai-kémiai kölcsönhatás. A vizsgált talajok azonban korántsem tekinthetők ilyen rendszereknek (humusz és/vagy agyagkolloidok nagy mennyisége stb.), így valószínűsíthető, hogy a mért és becsült szerves folyadékvisszatartási értékek különbségével jól jellemezhető a víz fázis - szilárd fázis és a szerves folyadék fázis - szilárd fázis kölcsönhatások különbözősége. Ezek a nagy (15 bar <) nyomástartományban túlnyomórészt adszorpciós, illetve kemoszorpciós kölcsönhatások. Jelen mérési sorozat során ennek mértékét, vagyis a nagy nyomásértékekkel szemben visszatartott adszorbeált folyadékfázis mennyiségét nem állt módomban tanulmányozni. A kisebb nyomástartományban - így a vizsgált 0 - 1 bar tartományban - az eltérő mértékű folyadék fázis - szilárd fázis kölcsönhatások inkább a pórusméret-eloszlás megváltoztatásában kapnak nagyobb szerepet, mely a két vizsgált folyadék okozta eltérő duzzadási-zsugorodási hatásban, továbbá a desztillált víz és szerves folyadék által okozott eltérő aggregátumstabilitásban mutatkozik meg. Az

egyes

nyomásértékekhez

talajtulajdonságok

kapcsolatát

tartozó

szerves

folyadéktartalom

lineáris

regresszióanalízis

értékek

(Backward

és

a

elimináció)

segítségével vizsgáltam a teljes mintaanyag, majd a humusztartalom alapján kétfelé osztott mintaanyag esetében is. A 8. és 9. melléklet táblázatai mutatják a Rajkai (1988) kutatásait figyelembe véve végzett négyzetes regresszió-analízis együtthatóértékeit. A 8. melléklet az egyes nyomásértékekhez tartozó térfogatszázalékos szerves folyadéktartalom értékekkel, a 9.

melléklet

a

teljes

telítettség

törtrészében

kifejezett

úgynevezett

szerves

folyadéktelítettségi értékekkel legszorosabb kapcsolatban álló két-két talajtulajdonságot tartalmazza.

A mellékletekben a regressziós együtthatók standard hibáját 5 %-os

szignifikancia szint mellett adtam meg. A vizsgálatba a talajtulajdonságok közül a homok-, por-, agyagtartalmat, a humusz- és mésztartalmat, valamint a térfogattömeget vontam be. Valamennyi szemcsefrakcióit (homok-, por- és agyagtartalma) bevittem a lineáris regresszióanalízisbe, hogy a Backward eliminációs módszer mindig az adott nyomáson leginkább meghatározó szemcsefrakciót válassza ki közülük.

62

A többváltozós regresszió analízis eredményeképpen megállapítható, hogy az eredeti szerkezetű talajmintáknál a térfogatszázalékban megadott szerves folyadéktartalmat az alacsonyabb nyomástartományban, 0 bar-on (R2= 0,826) az agyagtartalom és térfogattömeg, 0,1 és 0,2 bar-on (R2= 0,616 – 0,626) a minta homok- és portartalma, 0,5 és 1 bar-on (R2= 0,621 – 0,626) a minta homok- és mésztartalma határozza meg. A regressziós kapcsolat erőssége nőtt, amikor a teljes, eredeti szerkezetű talajminta állomány helyett a humusztartalom szerint kettéosztott mintaanyagot, illetve amikor a térfogatszázalékos szerves folyadéktartalom

helyett

a szerves folyadéktelítettség

talajtulajdonság függését vizsgáltam. A nagy humusztartalmú (0,5 % feletti humusztartalom) eredeti szerkezetű talajminták esetében érdekes módon - a kis humusztartalmú mintáknál tapasztaltakkal ellentétben - a nyomás növekedésével egyre gyengébb regressziós kapcsolat mutatkozott az egyes talajtulajdonságokkal. A leggyengébb regressziós kapcsolat 2,51 bar-on állt fenn a térfogatszázalékos szerves folyadéktartalom, mint függő változó és a portartalom, valamint a térfogattömeg, mint magyarázó változók között. A determinációs koefficiens (R2) értéke 0,66 értéknek adódott. A legerősebb regressziós kapcsolat 0 bar-on mutatkozott, ahol determinációs koefficiens (R2) értéke 0,86 volt. A 0 és 2,51 bar-tól eltérő nyomásokon a determinációs koefficiens (R2) értéke 0,67 és 0, 76 értékek között változott. A mesterséges talajminták esetében a 0 – 2,51 bar nyomástartományban a homok- és portartalom, míg 15,85 bar nyomáson a homoktartalom mellett az agyagtartalom befolyásolta nagymértékben a térfogatszázalékos szerves folyadéktartalmat. A regressziós összefüggés erősnek mutatkozott, a determinációs koefficiens (R2) értéke 0,86-tól és 0, 99ig terjedt. A szerves folyadéktelítettség talajtulajdonság függését vizsgálva még erősebb regressziós kapcsolat állt fenn. A determinációs koefficiens (R2) értékek átlaga 0,85 - nek adódott, míg a térfogatszázalékos szerves folyadéktartalom és a talajtulajdonságok közötti összefüggés tekintetében ez az érték átlagosan csak 0,77 volt.

63

A 9. mellékletben foglaltam össze a szerves folyadéktelítettség és az egyes talajtulajdonságok között fennálló kapcsolat vizsgálatára irányuló regresszió analízis eredményeit. A táblázatból egyértelműen kitűnik a térfogattömeg és a szerves folyadéktelítettség között fennálló szoros kapcsolat. A talajminták humusztartalmától és az alkalmazott nyomástól függetlenül, mind az eredeti szerkezetű, mind a mesterséges talajminták esetében a térfogattömeg határozza meg a szerves folyadéktelítettséget. A térfogattömeg mellett még két másik talajtulajdonság – a por – és homoktartalom - jelenik meg, mint a telítettséget számottevő mértékben befolyásoló változó. Az eredeti szerkezetű talajminták teljes állományát tekintve „leggyengébb” a regressziós összefüggés a portartalom és térfogattömeg, valamint a szerves folyadéktelítettség között, azonban itt is a determinációs koefficiens (R2) értéke minimálisan 0, 70 volt, mely jó regressziós kapcsolatot feltételez. A mesterséges talajminták esetében a 0 – 1 bar nyomástartományban a homoktartalom és térfogattömeg befolyásolta a szerves folyadéktelítettséget. A regressziós összefüggés itt is igen erősnek mutatkozott, a determinációs koefficiens (R2) értéke 0,97-tól és 0, 98-ig terjedt. Fentiek alapján elmondható, hogy a talajok térfogattömege, humusztartalma, mésztartalma és a mechanikai összetétele (százalékos homok-, por-, agyagtartalom) szoros kapcsolatot mutat a talajok által visszatartott szerves folyadéktartalommal a különböző nyomásokon. A regressziós kapcsolat erőssége tovább nőtt, amikor a teljes talajminta tartomány helyett a humusztartalom

szerint

kettéosztott

mintaanyagot

térfogatszázalékos szerves folyadéktartalom

helyett

vizsgáltam,

illetve

amikor

a

a szerves folyadéktelítettség

talajtulajdonság függését vizsgáltam. Az eredeti szerkezetű mintaállományon – kivéve a 19. sorszámú mintán (Vízvár I., BC 6585 szint) - a FAO (ISO/DIS 11277/1995) szerinti mechanikai összetétel meghatározás is megtörtént. Feltételeztem, hogy a FAO szerinti mechanikai összetétel meghatározás pontosabb képet ad a talajminták elemi részecskéinek méret szerinti megoszlásáról, így a regressziós összefüggések is pontosabbak lesznek.

64

A kétfajta (MSZ és FAO) mechanikai összetétel meghatározás eredményeit az 1. és 2. melléklet tartalmazza. A vizsgálataim során mind a vízvisszatartás, mind pedig a szerves folyadékvisszatartás eredményeit térfogatszázalékos formában adtam meg. A FAO (ISO/DIS 11277/1995) módszertan szerinti előkészítési eljárás által meghatározott mechanikai

összetételt

figyelembe

véve,

a

szerves

folyadékvisszatartás

és

a

talajtulajdonságok (homok-, por-, agyag- és humusztartalom, térfogattömeg) között fennálló kapcsolat vizsgálatára irányuló lineáris regresszióanalízist (Backward eliminációt) végeztem. A regressziós együtthatók standard hibáját 5 %-os szignifikancia szint esetén adtam meg. Azt tapasztaltam, hogy az alacsony nyomástartományban, 0 bar-on a minták homoktartalma és térfogattömege határozza meg leginkább a térfogatszázalékos szerves folyadékvisszatartást (10. melléklet). A közöttük fennálló kapcsolat a determinációs koefficiens (R2= 0,84) értéke alapján erős. A nyomás emelkedésével gyengült ugyan a kapcsolat a talajtulajdonságok és a térfogatszázalékos szerves folyadékvisszatartás között (R2= 0,65 - 0,72), de ennek ellenére is közepesnek minősíthető. A visszatartott szerves folyadéktartalmat 0,1 bar-on a minta homok és agyagtartalma, 0,2 és 1 bar közötti nyomástartományban pedig a minta homok- és humusztartalma határozza meg. Megállapítható, hogy az MSZ szabvánnyal szemben a FAO módszerrel meghatározott mechanikai összetétel bevonása a lineáris regresszióanalízisbe növeli a szerves folyadékvisszatartás és a talajtulajdonságok közötti kapcsolat szorosságát. Az eredeti szerkezetű talajokon végzett mérések vizsgálati eredményei és a statisztikai elemzések – mind az MSZ szabvánnyal, mind pedig a FAO módszerrel végzett mechanikai összetétel meghatározást tekintve - alapján általánosságban megállapítható, hogy a talaj szerves folyadékvisszatartását a 0 és 0,1 bar nyomástartományban elsődlegesen a talaj fizikai

félesége

és

a

makropórusok

mennyisége

befolyásolja.

Ebben

a

nyomástartományban a szerves folyadékvisszatartást elsősorban a makopórusok, a gravitációs pórustér folyadékvisszatartása határozza meg. A talaj agyag- és portartalmának növekedésével nő, míg homoktartalmának és térfogattömegének csökkenésével nő annak szerves folyadékvisszatartása. A szerves folyadékot a nagyobb nyomástartományban (0,2 1 bar), a makróporusok leürülését követően a kapilláris pórustér, a mezopórusok tartják vissza. A kapilláris pórustérben végbemenő folyadékvisszatartásra hatással vannak a talaj fizikai féleségén és a mezopórusok mennyiségén kívül az aggregátumokat összetapasztó 65

humusz- és meszes kötőanyagok mennyisége és minősége (hidrofób vagy hidrofil felület) is. Az

aggregátumokat összetapasztó kötőanyagok szerepe különösen a nagy

humusztartalmú (H% > 0,5) és mésztartalmú talajok esetében nyílvánul meg. A kis humusztartalmú (H% <= 0,5) és mésztartalmú talajoknál hatásuk csekély mértékű. A 8. ábra azt mutatja, hogy a talajtulajdonságokból (mechanikai összetétel, térfogattömeg és humusztartalom) a lineáris

regresszióval parametrizált becslő

egyenletekkel

meghatározott szerves folyadékvisszatartás értékek jól közelítik (R2= 0,9) a talajminták mért szerves folyadékvisszatartó-képességét. Ezzel szemben a mért térfogatszázalékos visszatartott víztartalomból Leverett-féle becslési módszerrel meghatározott szerves folyadékvisszatartás értékek kevésbé állnak szoros kapcsolatban (R2 = 0,71) a mért szerves folyadékvisszatartással (7. ábra). A lineáris regresszióval parametrizált egyenletekkel végzett becslés átlagos abszolút hibája: ÁAHvi = 3,27 tf%, míg százalékban kifejezett relatív hibája: RHvi = 13,77 %. A Leverett-féle egyenlettel végzett becslés átlagos abszolút hibája: ÁAHvi = 8,91 tf%, míg százalékban kifejezett relatív hibája: RHvi = 37,51 %. Ez alapján elmondható, hogy a lineáris regresszióval végzett becslés kisebb hibával közelíti a szerves folyadékvisszatartás mért értékeit, mint a Leverett–féle egyenlettel végrehajtott becslés.

66

Becsült visszatartott szerves folyadéktartalom (tf%)

35,00

30,00

25,00

20,00

15,00

R2=0,8 ÁAHvi = 3,27 tf% RHvi = 13,77 %.

10,00

5,00 0,00

20,00

40,00

60,00

80,00

Mért visszatartott szerves folyadéktartalom (tf%)

7. ábra: A Leverett-féle módszerrel becsült értékek a mért térfogatszázalékos szerves

Becsült visszatartott szerves folyadéktartalom (tf%)

folyadéktartalom függvényében

60,00

40,00

R2=0,93 ÁAHvi = 3,27 tf% RHvi = 37,51 %.

20,00

0,00 0,00

20,00

40,00

60,00

80,00

Mért visszatartott szerves folyadéktartalom (tf%)

8. ábra: A talajtulajdonságokból becsült térfogatszázalékos szerves folyadékvisszatartás a mért értékek függvényében 67

A második mérési sorozatnál vizsgáltam, hogy szabályozott, állandó hőmérsékletű (20 o

C) és változó nyomású térben miként befolyásolja a talajminták aggregáltsága,

szerkezetessége a folyadékvisszatartást. A vizsgálati eredmények értékelése során alkalmazni kívánt regresszióanalízishez kiszámítottam a vizsgálatba vont talajok fizikai féleségét és aggregáltságát jól jellemző átlagos geometriai átmérők (GMD(mech) és a GMD(aggr)) értékekeit a mechanikai összetétel, és az aggregátum összetétel adatainak segítségével. A mérések és a számítások eredményeit a 11. és 12. melléklet tartalmazza. A 9 - 12. ábrán az aggregáltsági sorozat egyes elemeire, az úgynevezett „aggregáltsági frakciókra” (2 mm >, 1 mm >, 0,5 mm >, 0,25 mm > és 0,056 mm >) szétszitált talajminták százalékos aggregátum-összetételét, a 13 - 16. ábrán a mechanikai összetételét ábrázoltam. A különböző típusú talajokból származó aggregáltsági frakciók mind mechanikai összetételükben, mind pedig aggregátum

Aggregárum összetétel (%)

összetételükben igen különbözőek.

Frakciók jele

9. ábra: A székesfehérvári talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 45. jelű talajminta aggregátum frakcióinak összetétele

68

Aggregárum összetétel (%)

Frakciók jele

Aggregárum összetétel (%)

10. ábra: A keszthelyi talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 26. jelű talajminta aggregátum frakcióinak összetétele

Frakciók jele

11. ábra: A magyarszombatfai talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 33. jelű talajminta aggregátum frakcióinak összetétele

69

Aggregárum összetétel (%)

Frakciók jele

12. ábra: A lovasberényi talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 30. jelű talajminta aggregátum frakcióinak összetétele Szembetűnő a magyarszombatfai minta aggregáltsági frakcióinak magas agyagtartalma (39,7 - 43,9 %) és a székesfehérvári minta frakcióinak magas homoktartalma (62,4 – 72,4

Mechanikai összetétel (%)

%).

Frakciók jele

13. ábra: A 45. jelű talajminta aggregátum frakcióinak mechanikai összetétele 70

A keszthelyi minta aggregáltsági frakcióinak homoktartalma (34,1 – 36,4 %) is jelentős. A lovasberényi mintánál a frakciók „kiegyenlített” mechanikai összetétel mellett nagy

Mechanikai összetétel (%)

mennyiségű humuszt (3,8 – 4,2 %) és meszet (10,6 – 11,4 %) tartalmaznak.

Frakciók jele

Mechanikai összetétel (%)

14. ábra: A 26. jelű talajminta aggregátum frakcióinak mechanikai összetétele

Frakciók jele

15. ábra: A 33. jelű talajminta aggregátum frakcióinak mechanikai összetétele

71

Mechanikai összetétel (%)

Frakciók jele

16. ábra: A 30. jelű talajminta aggregátum frakcióinak mechanikai összetétele

A 17 - 20. ábrán aggregátum frakciónként ábrázoltam a GMD(mech) és GMD(aggr) értékeinek változását. Megfigyelhető, hogy minél kisebb aggregátumokat tartalmaz egy-egy frakció, annál kisebb az átlagos geometriai átmérő (GMD(aggr) ) értéke.

0,6

Átlagérték

0,5

GMD (mech) GMD (aggr)

0,4 0,3 0,2 0,1 0 0,056mm>

0,250mm>

0,50mm>

1,0mm>

0,2mm>

Frakciók jele

17. ábra: A székesfehérvári talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 45. jelű talajminta aggregátum frakciói GMD(mech) és GMD(aggr) értékeinek összehasonlítása

72

0,6

Átlagérték

0,5

GMD (mech) GMD (aggr)

0,4 0,3 0,2 0,1 0 0,056mm>

0,250mm>

0,50mm>

1,0mm>

0,2mm>

Frakciók jele

18. ábra: A keszthelyi talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 26. jelű talajminta aggregátum frakciói GMD(mech) és GMD(aggr) értékeinek összehasonlítása

0,6

Átlagérték

0,5

GMD (mech) GMD (aggr)

0,4 0,3 0,2 0,1 0 0,056mm>

0,250mm>

0,50mm>

1,0mm>

0,2mm>

Frakciók jele

19. ábra: A magyarszombatfai talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 33. jelű talajminta aggregátum frakciói GMD(mech) és GMD(aggr) értékeinek összehasonlítása

Frakciónként külön meghatároztam a mész- és humusztartalmat is (13. melléklet). A keszthelyi és magyarszombatfai talajszelvény legfelső, „A” genetikai szintjéből származó talajminta (2. melléklet: 26. és 33. jelű minta) aggregátum frakciói mészmentesek. Az eredményekből jól látható (21 – 22. ábra), hogy a székesfehérvári és lovasberényi szelvény „A” genetikai szintjéből származó minták (2. melléklet: 30. és 45. jelű minta) aggregátum

73

frakcióinak

mésztartalma általában annál magasabb, minél kisebb aggregátumokat

tartalmaz.

0,6

Átlagérték

0,5

GMD (mech) GMD (aggr)

0,4 0,3 0,2 0,1 0 0,056mm>

0,250mm>

0,50mm>

1,0mm>

0,2mm>

Frakciók jele

20. ábra: A lovasberényi talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 30. jelű talajminta aggregátum frakciói GMD(mech) és GMD(aggr) értékeinek összehasonlítása A székesfehérvári futóhomok talaj aggregátum frakcióinak mésztartalma igazán csak a 0,056 mm-es frakciónál jelentős, 17,5 %, a többi frakcióban ( 0,25 mm – 2 mm) 8,52 és 11,28 %. 20

CaCO3 tartalom (%)

16

12

8

4

0 0,056mm> 0,250mm>

0,50mm>

1,0mm>

0,2mm>

Frakciók jele

21. ábra: A székesfehérvári talajszelvény legfelső, „A” genetikai szintjéből származó talajminta (45. jelű minta) aggregátum frakcióinak mésztartalma

74

CaCO3 tartalom (%)

12

8

4

0 0,056mm> 0,250mm> 0,50mm> 1,0mm> 0,2mm>

Frakciók jele

22. ábra: A lovasberényi talajszelvény legfelső, „A” genetikai szintjéből származó talajminta (30. jelű minta) aggregátum frakcióinak mésztartalma

Humusztartalom (%)

4

3

2

1

0 0,056mm>

0,250mm> 0,50mm>

1,0mm>

0,2mm>

Frakciók jele

23. ábra: A székesfehérvári talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 45. jelű talajminta aggregátum frakcióinak humusztartalma Ugyanígy a különböző talajtípusok aggregátum frakcióinak humusztartalma (23- 26. ábra) is eltérő. A magyarszombatfai minta humusztartalma a lovasberényihez hasonlóan kis mértékben tér el frakciónként. A magyarszombatfai minta humusztartalma frakciónként 1,77 és 2,56, a lovasberényié 3,77 és 4,19 % között változik. A keszthelyi mintánál - a

75

székesfehérvárihoz hasonlóan - a kisebb frakciók felé haladva magasabb értékek figyelhetők meg. A keszthelyi minta humusztartalma a 2 mm- nél kisebb frakciónál 1,99 %, a 0,056 mm-nél kisebb frakciónál 2,63 %. A székesfehérvári minta esetében a 2 mm-nél kisebb frakció humusztartalma 1,38 %, a 0,056 mm-nél kisebb frakcióé 3,48 %.

Humusztartalom (%)

3

2

1

0 0,056mm>

0,250mm> 0,50mm>

1,0mm>

0,2mm>

Frakciók jele

24. ábra: A keszthelyi talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 26. jelű talajminta aggregátum frakcióinak humusztartalma

Humusztartalom (%)

3

2

1

0 0,056mm>

0,250mm> 0,50mm>

1,0mm>

0,2mm>

Frakciók jele

25. ábra: A magyarszombatfai talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 33. jelű talajminta aggregátum frakcióinak humusztartalma

76

Humusztartalom (%)

5

4

3

2

1

0 0,056mm>

0,250mm> 0,50mm>

1,0mm>

0,2mm>

Frakciók jele

26. ábra: A lovasberényi talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 30. jelű talajminta aggregátum frakcióinak humusztartalma

Az

egyes

frakciók

vízvisszatartás

és

szerves

folyadékvisszatartás

értékeit

(térfogatszázalékban megadva) a 14. és 15. mellékletben foglaltam össze. Lineáris regresszióval elemeztem a különböző talajminták és aggregátum frakcióik szerves folyadékvisszatartását. Duncan-teszttel értékeltem, hogy a különböző talajtípusú és aggregátum frakciójú minták szerves folyadékvisszatartása mennyire tér el egymástól, hány nagyjából azonos folyadékvisszatartás értékű csoport képezhető a rendelkezésemre álló adatokból. A mérések eredményeit tartalmazó táblázatban (15. melléklet) a „talajtípus”, illetve a „frakció” sorokban különböző betűkkel tüntettem fel a teszt során kapott csoportok jelöléseit. A talajtípusok esetében „A”-val, a frakcióknál „a”-val jelöltem a legmagasabb visszatartás értékekkel jellemzett csoportokat. Majd „B” , „b” és „C”, „c”, továbbá „ D”, „d” betűkkel az igazolhatóan egyre kisebb folyadékvisszatartású csoportokat. Egy csoportot képeztek a statisztikailag még nagyjából azonos mennyiséget visszatartott talajtípusok vagy aggregátum frakciók. Azoknál az értékeknél, amelyek két szomszédos csoportba egyaránt tartoztak mindkét csoport betűjelét feltüntettem.

77

A Duncan-teszt eredményei alapján szinte minden nyomáson az átlagosan legmagasabb agyagtartalmú magyarszombatfai minta és aggregátum frakciói tartották vissza a legtöbb szerves folyadékmennyiséget. A visszatartás 0 bar-on 42,1 – 51, 0,002 bar-on 41,6 – 49,8, 0,02 bar-on 37,6 - 47, 0,05 bar-on 31,6 – 44,4, 0,15 bar-on 21,1 – 36,9, 0,4 bar-on 14,5 – 17,7 és 1 bar-on 10,7 – 15,5 térfogatszázalék között változott. Alacsony nyomáson (0 és 0,05 bar között) a lovasberényi talajminta aggregátum frakcióinak szerves folyadékvisszatartása megközelítette a magyarszombatfai minta frakcióinak folyadékvisszatartását. Ez valószínűleg a csernozjom talaj magas humusz (3,8 – 4,2 %) és mésztartalmának (10,6 – 11,4 %), illetve ezzel összefüggő aggregáltságának köszönhető. Magasabb nyomásértékeken (0,15, 0,4 és 1 bar-on) viszont a várttal szemben a nagyobb méretű alkotóelemeket tartalmazó frakciók szerves folyadékvisszatartása kissé elmaradt a magyarszombatfaié mögött. A legszembetűnőbb különbség 0,15 baron mutatkozott, ahol az eltérés több mint 10 térfogatszázalék volt. Ennek oka lehet a lovasberényi minta aggregátum frakcióinak mérsékeltebb agyagtartalma. A keszthelyi minták közül a 0,056 mm > aggregátum frakció szerves folyadékvisszatartása volt az, ami megközelítette a magyarszombatfaiét és lovasberényiét. A visszatartás 0 baron 47,2, 0,002 bar-on 45,9, 0,02 bar-on 43,2, 0,05 bar-on 42,8, 0,15 bar-on 18,1, 0,4 baron 12,1 és 1 bar-on 9,7 térfogatszázalék között változott. A keszthelyi minta aggregátum frakcióinak folyadékvisszatartása 0,15, 0,4 és 1 bar nyomáson elmaradt a lovasberényi minta frakcióiéhoz képest. Az aggregátum frakciók szerves folyadék visszatartása 6,1 – 18,1 térfogatszázalék között változott. A jelenség részben azzal magyarázható, hogy a keszthelyi talajminta aggregátum frakcióinak agyagtartalma (28,1 – 35,8 %) ugyan nagyjából azonos a lovasberényi minta aggregátum frakcióiéval, de humusztartalmuk (2- 2,6 %) jóval alacsonyabb. Továbbá hiányzik a folyadékvisszatartást befolyásoló aggregátumok képzésében ugyancsak fontos szerepet játszó mésztartalom (0 %) is. A székesfehérvári minták szerves folyadékvisszatartása a vártnak megfelelően minden nyomáson a legalacsonyabb. Értéke 0 bar-on 35,2 – 45,4, 0,002 bar-on 34,7 – 44,1, 0,02 bar-on 17,6 – 41,5, 0,05 bar-on 10,8 – 39,6, 0,15 bar-on 6,1 – 18,2, 0,4 bar-on 5,4 – 10,2 és 1 bar-on 4,4 – 10,5 térfogatszázalék között változott. 78

A talaj típusából adódóan (futóhomok), alapvetően kisebb mértékű kapilláris folyadékvisszatartásra képes, mint a jobb aggregáltságú vagy agyagosabb talajok. A minták mechanikai összetételében igen magas a homokfrakció aránya (62,4 – 72,4 %), elemei nem állnak össze másodlagosan aggregátumokká. Részben tehát ezzel magyarázható, hogy a többi talajjal összehasonlítva is igen kismértékű a szerves folyadékvisszatartása. Egy-egy talajtípus aggregátum frakcióin belül is jelentősen eltérő lehet a minták szerves folyadékvisszatartása (15. melléklet). A magyarszombatfai talajból készített különböző aggregátum frakciók folyadékvisszatartását összehasonlítva azt tapasztaltam, hogy azok annál nagyobb mennyiségű szerves folyadékvisszatartásra képesek, minél magasabb az agyagtartalmuk. A frakciók mechanikai összetételükben és aggregáltságukban kevésbé térnek el, így szerves folyadékvisszatartásuk között jól látható átmenet van. Minél kisebb elemeket tartalmazó aggregátum frakciókat vizsgáltam, az agyagtartalom százalékos növekedésével arányosan nőtt a minták által visszatartott szerves folyadékmennyiség is. A különböző frakciók szerves folyadékvisszatartása közötti eltérés pedig az alkalmazott nyomás növelésével csökkent. Ugyanígy a lovasberényi talajminták frakciónként mért szerves folyadékvisszatartása is megközelítőleg azonos mennyiségű. Látható azonban, hogy a 0,056 mm-nél kisebb elemeket tartalmazó frakció szerves folyadékvisszatartása mindig a legmagasabb, részben az agyagtartalom, részben pedig a mész- és humusztartalom növekedésének köszönhetően. Mivel a többi aggregátum frakció mechanikai összetételében csekély mértékű agyag feldúsulás tapasztalható, humusz- és mésztartalmuk is megközelítőleg azonos, így szerves folyadékvisszatartásuk is nagyjából megegyező. Magasabb nyomástartományban viszont a frakciók szerves folyadékvisszatartása között statisztikailag nem mutatható ki különbség. A keszthelyi minta aggregátum frakciói által visszatartott szerves folyadék mennyisége is a kisebb alkotóelemeket tartalmazó frakciók felé növekszik, azonban ez a különbség a magasabb nyomáson végzett mérések eredményeiben is megmutatkozik. Mivel a minták humusztartalma átlagos, mésztartalma nem jelentős, így a szerves folyadékvisszatartásban mutatkozó eltérés az agyagtartalom változásával hozható összefüggésbe. Emellett a

79

mintákban a különböző méretű alkotóelemek nagyjából azonos mennyiségben vannak jelen, mechanikai összetételükben kiegyenlítettebbeknek tekinthetők. A székesfehérvári mintáknál szintén csökken a visszatartott szerves folyadék mennyisége az egyes aggregátum frakciók elemei méretének növekedésével. A 0,056 mm-nél kisebb elemeket tartalmazó frakció szerves folyadékvisszatartása jelentősen magasabb. A frakciók humusztartalma átlagosan alacsony (1,4 – 3,5 %). Ennél az aggregátum frakciónál viszont kiugróan magas a mész- (17,5 %) és humusztartalom (3,5 %), mely valószínűleg hatással van a nagy szerves folyadékvisszatartásra. Jól elkülöníthető a 1,0 mm > és a 2,0 mm > frakciók szerves folyadékvisszatartása is, mivel ezek azok, amelyek igen nagy mennyiségű durva-homok összetevőt tartalmaznak (0,5 mm <). A

pontbecslések

után

a

talajminták

különböző

nyomáson

mérhető

szerves

folyadékvisszatartását ábrázoló nyomás-telítettség görbéket a Brutsaert-féle nem lineáris regresszióval illesztettem a mért szerves folyadékvisszatartási értékekre (16. melléklet). Az aggregátum frakciók szerves folyadékvisszatartás görbéi közötti eltérések leginkább a mechanikai összetételben jelentkező eltérésekkel magyarázhatók. A magas homoktartalmú székesfehérvári minta esetében jól látható, hogy az aggregátum frakciók különböző mechanikai összetételének megfelelően eltérő lefutásúak a nyomás-telítettség görbék. Az agyagtartalom növekedésével növekszik a frakció által visszatartott szerves folyadék mennyisége is. Nem ilyen egyértelmű az összefüggés a többi talaj esetében. A magyarszombatfai minta frakcióinak esetében látható a legjobban, hogy alacsonyabb tenzió-tartományban a nyomás növekedésével a gravitációs pórusok által visszatartott szerves folyadék mennyisége nagyobb mértékben csökken, míg a zömmel mikropórusokat tartalmazó 0,056 mm – nél kisebb frakció szerves folyadékvisszatartása kevésbé változik. Magasabb nyomáson, a makropórusok leürülése után a mikropórusokban kapillárisan visszatartott szerves folyadék mennyiségének csökkenése lassan, de folytatódik. Érdekes módon így (magasabb tenzió tartományban) a nagyobb átmérőjű elemeket tartalmazó aggregátum frakciók által visszatartott szerves folyadék mennyisége magasabb lehet, mint a kisebb elemeket tartalmazó aggregátum frakcióké. Ez fizikailag nehezen magyarázható, de feltehetően összefüggésbe hozható a minták agyag-, humusz- és mésztartalmának alakulásával.

80

A különböző talajok szerves folyadékvisszatartását frakciónként összehasonlítva (a lineáris regresszió során kapott eredményekhez hasonlóan) minden nyomáson a magas homoktartalmú székesfehérvári minta frakcióinak szerves folyadékvisszatartása volt a legkisebb mértékű, és a magas agyagtartalmú magyarszombatfai minta frakcióié a legnagyobb. A humusz- és a mésztartalom szerepe pedig megmutatkozott a 0,056 mm-nél kisebb frakció szerves folyadékvisszatartásában. Ugyanis ebben

az esetben a

székesfehérvári minta frakcióinak szerves folyadékvisszatartása megelőzte a keszthelyi minta

frakcióinak

folyadékvisszatartását,

ami

a

frakciók

magas

humusz-

és

mésztartalmából következhet. Következő lépésként lineáris regresszióval, Backward eliminációs módszerrel kizártam azokat a talajtulajdonságokat, amelyek kevésbé szoros összefüggést mutatnak a szerves folyadékvisszatartás értékekkel. A regressziós együtthatók hibáját 5 %-os szignifikancia szint mellett adtam meg. A regresszió eredményeit arra használtam fel, hogy elemezhessem, hogy általában a kiválasztott paraméterek (a GMD(mech), a GMD(agg) és a humusz- és mésztartalom ismeretében) milyen mértékben határozzák meg a talajminták aggregátum

frakcióinak

szerves

folyadékvisszatartását

(8.

táblázat).

Egyes

nyomásértékeken a regressziós egyenletben szerepet kapott a térfogattömeg érték is. Ez azonban minden esetben együtt járt az aggregátum összetételt jellemző átlagos geometriai átmérő (GMD(aggr)) , a humusz- vagy mésztartalom kiesésével. A talajminták aggregátum frakcióinak mechanikai összetétele minden nyomáson meghatározó. Az egyenletekben a többi paraméter felváltva szerepel, ami azzal magyarázható, hogy ezek alakulása kis mértékben függ egymástól. A magasabb humusztartalom hozzájárulhat a jobb aggregáltság kialakításához, ez viszont részben meghatározhatja a talajminta térfogattömegét. Vizsgáltam, hogy a különböző módszerekkel – Leverett-féle egyenlettel és lineáris regresszióval – becsült szerves folyadékvisszatartás értékek mennyire közelítik meg a mért szerves folyadékvisszatartás értékeket. A 27. és 28. ábra alapján elmondható, hogy a lineáris regresszióval becsült szerves folyadékvisszatartás értékek szorosabb összefüggést mutatnak a mért szerves folyadékvisszatartás értékekkel, mint a Leverett-féle egyenlettel becsült értékek (R2= 0,68).

81

8. táblázat: A minták szerves folyadékvisszatartást becslő egyenletei Regressziós egyenlet y = szerves folyadékvisszatartás (g/100gtalaj)

R2

N

x1=GMD(mech); x2=GMD(aggr); x3=humusz% x4= CaCO3%; x5=térfogattömeg Telített 0,809 60 (0 bar) y = - 35,523 x1 – 15,381 x2 + 1,216 x3 + 53,264 Regressziós együtthatók standard hibája: b0= 1,54, b1= 3,19, b2= 2,30, b3= 0,29 0,002 bar

0,790

60

0,754

60

0,718

60

0,717

60

0,671

60

0,688

60

y = - 32,502 x1 – 8,514 x2 + 0,512 x4 – 9,334 x5 + 64,692 Regressziós együtthatók standard hibája: b0= 5,58, b1= 8,60, b2= 3,14, b4= 0,07, b5= 5,30 0,02 bar y = - 53,213 x1 – 19,970 x2 + 2,402 x3 +49,466 Regressziós együtthatók standard hibája: b0= 2,77, b1= 5,73, b2= 4,13, b3= 0,53 0,05 bar y = 106,919 x1 – 32,453 x2 + 0,515 x4 + 61,653 Regressziós együtthatók standard hibája: b0= 3,23, b1= 11,3, b2= 6,90, b4= 0,17 0,15 bar y = 43,597 x1 – 4,626 x2 + 0,741 x4 – 50,684 x5 + 105,190 Regressziós együtthatók standard hibája: b0= 12,23, b1= 19,08, b2= 1,33, b4= 0,26, b5= 9,02 0,4 bar y = - 62,608 x1 + 8,406 x2 –1,685 x3 – 0,556 x4 + 21,602 Regressziós együtthatók standard hibája: b0= , b1= 3,19, b2= 2,30, b3= 0,29 1 bar y = - 57,213 x1 + 5,432 x2 – 1,914 x3 + 0,525 x4 + 20,495 Regressziós együtthatók standard hibája: b0= 2,19, b1= 6,98, b2= 2,43, b3= 0,61, b4= 0,12

82

Becsült visszatartott szerves folyadéktartalom (tf%)

35,00

30,00

25,00

20,00

15,00

R2= 0,68 ÁAHvi = 9,05 tf% RHvi = 32,97 %

10,00

5,00 0,00

10,00

20,00

30,00

40,00

50,00

60,00

Mért visszatartott szerves folyadéktartalom (tf%)

27. ábra: A frakciók Leverett-féle módszerrel becsült térfogatszázalékos szerves folyadékvisszatartása a mért térfogatszázalékos szerves folyadéktartalom

Becsült visszatartott szerves folyadéktartalom (tf%)

függvényében

50,00

40,00

30,00

20,00

R2= 0,96 ÁAHvi = 2,35 tf% RHvi = 8,56 %

10,00

0,00 0,00

10,00

20,00

30,00

40,00

50,00

60,00

Mért visszatartott szerves folyadéktartalom (tf%)

28. ábra: A talajtulajdonságokból becsült térfogatszázalékos szerves folyadékvisszatartása a mért térfogatszázalékos szerves folyadékvisszatartás függvényében 83

A lineáris regresszióval parametrizált egyenletekkel végzett becslés átlagos abszolút hibája: ÁAHvi = 2,35 tf%, míg százalékban kifejezett relatív hibája: RHvi = 8,56 %. Az egyéb talajtulajdonságok mellett a GMD(mech), a GMD(agg) értékek beépítése a pedotranszfer függvényekbe tovább csökkenti a becslés hibáját. A Leverett-féle egyenlettel végzett becslés átlagos abszolút hibája: ÁAHvi = 9,05 tf%, míg százalékban kifejezett relatív hibája: RHvi = 32,97 %. Megállapítható, hogy a lineáris regresszióval végzett becslés kisebb hibával közelíti a szerves folyadékvisszatartás mért értékeit, mint a Leverett–féle egyenlettel végrehajtott becslés. A talajtulajdonságok hatásának pontosabb megismerésére lineáris regresszióval vizsgáltam egyenként

és

különböző

párosításokban

a

talajtulajdonságok

és

a

szerves

folyadékvisszatartás összefüggéseit. A regressziót a Backward-eliminációs módszer alkalmazása nélkül végeztem. Így minden nyomáson az egyenletben maradtak azok a talajtulajdonságok is, amelyek valamely okból az elimináció során kiestek volna. Ezzel a módszerrel jobban értékelhető, hogy egy-egy talajtulajdonság milyen mértékben befolyásolja a minták szerves folyadékvisszatartását. A regressziós koefficiensek változását tanulmányozva megállapítottam, hogy a GMD(mech) értékek

szerepe

minden

esetben

a

legjelentősebb.

Kapcsolata

a

szerves

folyadékvisszatartással negatív előjelű, tehát minél nagyobb a GMD(mech) értéke, annál kevesebb szerves folyadékvisszatartására képes a talaj. Általánosan elmondható, hogy az aggregátum

összetétel

kezdetben

ugyancsak

meghatározó,

azonban

a

nagyobb

nyomásokon szerepe csökken. Ez azzal magyarázható, hogy a nyomás növekedésével, miután a makropórusok kiürülnek, az aggregáltságot leíró GMD(aggr) jelentősége már nem számottevő. A mész- és a humusztartalom szerepe nagyságrendekkel elmarad az előbbiek mögött. Érdekes, hogy a humusztartalom változása alacsonyabb nyomáson pozitív előjelű összefüggést mutat a szerves folyadékvisszatartás értékekkel, nagyobb nyomáson azonban hatása csökken, illetve ellenkező előjellel szerepel a regressziós egyenletekben. Ez nehezen magyarázható, de esetleg onnan eredhet, hogy a humusztartalom befolyással lehet valamely

ugyancsak

a

talaj

szerves

folyadékvisszatartását

meghatározó

egyéb

talajtulajdonság alakulására. A humusztartalom hatása így egy másik változón keresztül érvényesülhet.

84

Ezután csak a GMD(mech) és GMD(aggr) szerepét vizsgáltam, hogy miként változik a nyomás növekedésével. Kisebb nyomásokon a kiválasztott talajtulajdonságok és a szerves folyadékvisszatartás között még egészen szoros kapcsolat figyelhető meg (R2= 0,740), de a magasabb nyomások mellet a determinációs koefficiens értéke csökken (R2=0,572), a kapcsolat már csak közepes erősségű. Ahhoz, hogy ezt a csökkenést értelmezhessem, lineáris regresszióval vizsgáltam a szerves folyadékvisszatartás, a GMD(mech) és a GMD(aggr) összefüggéseit. Alacsony nyomáson a GMD(aggr) értékekhez tartozó regressziós koefficiensek negatív előjelűek, mivel minél nagyobb az aggregátum összetételből származtatott átlagos geometriai átmérő értéke, annál kisebb a minta által visszatartott szerves folyadék mennyisége. Ugyanekkor az aggregátum összetétel hatása a szerves folyadékvisszatartásra a nyomás növekedésével csökken, hiszen az aggregátumok által közrefogott makropórusokban visszatartott szerves folyadék mennyisége a nyomás növekedésével rohamosan csökken. 0,4 bar felett a regressziós koefficiensek pedig pozitív előjelet kapnak. Magasabb nyomáson nehéz fizikai szempontból magyarázatot adni a GMD(aggr) pozitív hatására, de talán ez is ugyancsak azzal magyarázható, hogy más talajtulajdonságokon keresztüli hatás mutatkozik meg (például az aggregátumok között kialakuló makropórusok mennyisége is meghatározza a talajok térfogattömegét). A szerves folyadékvisszatartás és az aggregáltság összefüggéseit egyváltozós lineáris regresszióval vizsgálva megállapítottam, hogy a nyomás növekedésével nemcsak csökken a szerepe, de magasabb nyomáson statisztikailag nem mutatható ki szignifikáns összefüggés (növekvő nyomás mellett az R2 értéke = 0,22; 0,18; 0,16; 0,19; 0,13; 0,01; 0,001). Vizsgáltam külön a GMD(mech) hatását is. A determinációs koefficiensek értékei alapján a mechanikai összetételből számított átlagos geometriai átmérő értéke minden nyomáson nagyjából azonos mértékben határozta meg a talajminták szerves folyadékvisszatartását (növekvő nyomás mellett az R2 értéke = 0,54; 0,56; 0,51; 0,48; 0,44; 0,55; és 0,57). A szerves folyadékkal végzett vizsgálati eredményeim alapján a térfogattömeg ugyancsak jelentősen meghatározza a talajok kapilláris folyadékvisszatartását a kisebb nyomásokon. Minél magasabb nyomáson végzett mérés eredményeit vizsgáltam, annál kevésbé volt 85

szoros az összefüggés. Ha csak a térfogattömeg és a szerves folyadékvisszatartás összefüggéseit vizsgáltam, a determinációs koefficiensek értéke az alacsonyabb nyomástól magasabb felé haladva csökkent (R2 értéke = 0,74; 0,73; 0,65; 0,61; 0,65; 0,37; 0,34; és 0,34). Összefoglalva tehát elmondható, hogy minden esetben a talaj mechanikai összetételében mutatkozó eltérések határozzák meg leginkább a talajok által visszatartott szerves folyadék mennyiségét. Emellett alacsonyabb nyomáson jelentős az aggregáltság és a térfogattömeg szerepe. Magasabb nyomáson még inkább a mechanikai összetétel különbségei, a talajok agyagtartalma határozza meg annak folyadékvisszatartását. Ez utóbbi abból is látható, hogy nem sokkal alacsonyabb determinációs koefficiens értéket kaptam, mikor a regressziós egyenletben csak a GMD(mech) értéket használtam (0,57) független változóként, mint amikor minden talajtulajdonságot figyelembe vettem (0,68). Természetesen a megfelelő pontosságú becslésekhez minden olyan talajtulajdonságot figyelembe kell venni, ami a Backward-elimináció után a regressziós egyenletekben marad.

4.2.2. A talajminták víz- és szerves folyadékvisszatartó-képességének mérési eredményei és becslése változó hőmérsékleten és nyomáson

A 29. ábrán ábrázoltam a harmadik mérési sorozat alkalmával a keszthelyi Ramann-féle barna erdőtalaj talajszelvényének két szintjéből (7. táblázat: 26 és 44. jelű minták) származó

talajmintákból

készített

mesterséges

talajminta

porózus

kerámialapos

extraktorokban különböző hőmérsékleteken mért nyomás - szerves folyadéktelítettség (PS) görbéit, az úgynevezett „extrakciós izotermákat”. Ismereteim szerint hazánkban elsőként alkalmaztam az „extrakciós izoterma” elnevezést a jól definiált hőmérsékleten porózus

kerámialapos

extraktorokkal

meghatározott

nyomás-telítettség

görbék

összehasonlítására. A keszthelyi Ramann-féle barna erdőtalaj talajszelvényének „A” szintjéből származó (26. jelű) talajminta adott nyomásértékhez (0, 0,02, 0,05, 0,15, 0,4, 0,5, 1 és 1,5 bar) tartozó szerves folyadékvisszatartása mindhárom mérési hőmérsékleten (20, 40 és 60 oC) elmaradt a „C2” szintből származó talajmintáéhoz (44. jelű) képest. Feltételezhetően a 44. jelű minta 86

esetében a nagyobb mennyiségű szerves folyadékvisszatartást a meszes kötőanyag (25 %) jelenléte okozta. A szerves folyadékkal telített 26. jelű minta esetében annak agyag- és vastartalma (34,81 %) sem növelte meg annak folyadékvisszatartását. A „C2” szintből származó minta (44. jelű) szerves folyadékvisszatartása a nyomás 0 bar-ról 1,5 bar-ra növekedésével 20 oC –on 43,61 térfogatszázalékról 4,54 térfogatszázalékra, 40 oC –on 45,32 térfogatszázalékról 4,90 térfogatszázalékra, 60 oC –on 44,78 térfogatszázalékról 4,0 térfogatszázalékra csökkent (17. melléklet). Az „A” szintből származó minta (26. jelű) szerves folyadékvisszatartása a nyomás 0 bar-ról 1,5 bar-ra növekedésével 20 oC –on 36,77 térfogatszázalékról 1,53 térfogatszázalékra, 40 oC –on 37,26 térfogatszázalékról 1,60 térfogatszázalékra, 60 oC –on 36,67 térfogatszázalékról 1,12 térfogatszázalékra csökkent (17. melléklet). Mindkét mintánál 0 bar nyomáson mutatkozott a legnagyobb folyadékvisszatartás és 1,5 bar-on a legkisebb.

1,6 1,4

1,2

44. jelû minta (60 C)

Nyomás (bar)

44. jelû minta (40 C)

1,0 44. jelû minta (20 C)

0,8

28. jelû minta (60 C) 28. jelû minta (40 C)

0,6

28. jelû minta (20 C)

0,4 26. jelû minta (60 C)

0,2

26. jelû minta (40 C) 26. jelû minta (20 C)

0 0

10

20

30

40

50

Szerves folyadék visszatartás (tf%)

29. ábra: A 26. és 44. jelű talajmintákból készített mesterséges talajoszlopok különböző hőmérsékleteken mért nyomás - szerves folyadéktelítettség (P-S) görbéi A hőmérséklet változása esetén általánosságban megállapítható, hogy az egyre magasabb hőmérsékletű térbe helyezett minták folyadékvisszatartása fokozatosan csökken. Ez alól

87

kivételt jelent a 0 bar nyomású térben végrehajtott hőmérsékletnövelés, ahol a legnagyobb szerves folyadékvisszatartás 40 oC-on következett be.

1,6 41. jelû minta (60 C)

1,4

41. jelû minta (40 C)

41. jelû minta (20 C)

Nyomás (bar)

1,2 37. jelû minta (60 C)

1,0

37. jelû minta (40 C)

37. jelû minta (20 C)

0,8

40. jelû minta (60 C)

0,6

40. jelû minta (40 C)

40. jelû minta (20 C)

0,4

38. jelû minta (60 C)

0,2

38. jelû minta (40 C)

0

38. jelû minta (20 C)

0

10

20

30

40

50

60

Szerves folyadékvisszatartás (tf%)

30. ábra: A 45. , 37. , 38. , 40. és 41. jelű talajmintákból készített mesterséges talajoszlopok különböző hőmérsékleteken mért nyomás - szerves folyadéktelítettség (P-S) görbéi A 37. (Mád, bentonit), 38. (Salföld, kvarchomok), 40. (Zettlitz, kaolin) és 41. (Paks, lösz) jelű talajminták esetében meghatározott extrakciós izotermák lefutását a 30. ábra mutatja. A nyomás növekedésével a foyladékvisszatartás jelentős mértékben lecsökken valamennyi mintánál. A legnagyobb szerves folyadékvisszatartás a 40. (Zettlitz, kaolin) jelű, a legkisebb folyadékvisszatartás pedig a 38. (Salföld, kvarchomok) jelű mintánál mutatkozott valamennyi, a vizsgálat során alkalmazott nyomáson. A hőmérséklet 20 oC-ról 60 oC-ra növelésével a 0,15 és 1,5 bar közötti nyomásokon egyértelműen csökken a talajminták folyadékvisszatartása. Az igen alacsony nyomásokon (0 – 0,05 bar) a hőmérséklet növelésével egyes minták (Mád, bentonit), 38. (Salföld, kvarchomok), 40.

88

(Zettlitz, kaolin)) szerves folyadékvisszatartása kismértékben csökken, más mintáké (41. (Paks, lösz) jelű) megnő. Vizsgáltam a 20 és 40 o C-on, illetve a 20 és 60 o C - on visszatartott térfogatszázalékos szerves folyadék mennyiségek arányát (31. ábra). A 37., 40. és 41. jelű talajminták 40 o C on és a 20 o C - on mért folyadékvisszatartása között nem mutatkozott jelentős eltérés. Kivételt képez ez alól a 38. jelű minta, amelynél a magasabb nyomástartományban (0,4 1,5 bar ) már 40 o C – on is viszonylag nagy (2,5 – 3,5-szeres) eltérés tapasztaltam a minták

Szerves folyadék visszatartás arány (tf% 20 C/tf% 40 vagy 60 C)

szerves folyadékvisszatartása között.

3,5

3,0

41. jelû minta 20/60 C

37. jelû minta 20/60 C

2,5

40. jelû minta 20/60 C

38. jelû minta 20/60 C

2,0 26. jelû minta 20/60 C

41. jelû minta 20/40 C

1,5 37. jelû minta 20/40 C

40. jelû minta 20/40 C

1,0 38. jelû minta 20/40 C

0,5 0,0

26. jelû minta 1 20/40 C

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

1,6

Nyomás (bar)

31. ábra: A visszatartott térfogatszázalékos szerves folyadéktartalmak aránya 20 és 40 oC, illetve a 20 és 60 oC - on A 20/60 o C-os görbék közül a 38. jelű minta érdemel figyelmet. A görbe a többihez képest meredeken emelkedik, aztán ellaposodik. Itt már a 0,4 bar-on 2,84-szeres, 1,5 baron pedig már 3,15-szörös a 20 és 60

o

C - on visszatartott térfogatszázalékos szerves folyadék 89

mennyiségek aránya. Hasonlóan nagy folyadék-visszatartásbeli különbség figyelhető meg a 41. jelű mintánál. Az arány 0,4 bar-on 2,48-szoros a 20 és 60

o

C - on visszatartott

térfogatszázalékos szerves folyadék mennyiségek arányában. A lineáris regresszióanalízis vizsgálati eredményei (18. melléklet) azt mutatják, hogy 0 bar nyomáson és valamennyi hőmérsékleten (20, 40 és 60 oC) a minták agyag- és portartalma határozza meg (R2= 0,93 – 0,95) a térfogatszázalékos szerves folyadékvisszatartást. A regressziós együtthatók standard hibáját 5 %-os szignifikancia szint mellett adtam meg valamennyi nyomáson és hőmérsékleten a 18. mellékletekben. Ennél szorosabb összefüggés mutatkozott mindhárom hőmérsékleten 0,02 és 0,05 bar nyomáson. 0,02 bar nyomáson a meghatározó két talajtulajdonság a homok és mésztartalom. 20 oC-on a determinációs koefficiens (R2) értéke 0,98, 40 oC-on 0,98, míg 60 oC-on 0,98. Megfigyeltem, hogy mind 20, mind 40 és mind 60 oC-on a nyomás 0 bar-ról 0, 05 bar-ra növekedésével erősödik a talajtulajdonságok meghatározó szerepe a térfogatszázalékos visszatartott

szerves

folyadéktartalom

esetén.

A

0,15

és

1,5

bar

közötti

nyomástartományban azonban nyomás növekedésével csökken az összefüggés a talajtulajdonságok és a szerves folyadékvisszatartás között. A determinációs koefficiens (R2) értéke a 0,15 - 1,5 bar közötti nyomástartományban 20 oC-on 0,93 és 0,91, 40 oC-on 0,92 és 0,88 és 60 oC-on 0,95 – 0,84 között változik. A talajtulajdonságok közül 0,05 bar nyomáson a mész- és portartalom, továbbá a térfogattömeg a meghatározó. A 0,4 és 0,5 bar nyomásokon továbbra is meghatározó por- és mésztartalom és a térfogattömeg, mellettük megjelenik a homoktartalom is, mint befolyásoló talajtulajdonság. Az 1 és 1,5 bar nyomásokon, valamint 20, 40 és 60

o

C hőmérsékleteken egyaránt a portartalom és a

térfogattömeg mutat szoros kapcsolatot a visszatartott szerves folyadéktartalommal. A vizsgálati eredmények alapján megállapítható, hogy a vizsgált talajok szerves folyadékvisszatartását 0 bar nyomáson a hőmérséklet változásától függetlenül a talaj mechanikai összetétele (agyag- és portartalom) befolyásolja. 20 oC-on 0,02 és 0,4 bar, 40 o

C-on 0,02 és 0,5 bar közötti nyomástartományban, míg 60 oC-on 0,02 és 0,15 bar

nyomásokon a talaj folyadékvisszatartására a mechanikai összetételen kívül hatással van annak térfogattömege és mésztartalma. A térfogattömeg és mésztartalom csökkenésével nő annak

folyadékvisszatartása.

A

magasabb

nyomástartományokban

valamennyi

hőmérsékleten a mechanikai összetétel (portartalom) és térfogattömeg hatása mutatkozik 90

meg. A portartalom növekedésével és a térfogattömeg csökkenésével nő a vizsgált talajok szerves folyadékvisszatartása. A humusztartalom szerepe ugyan nem mutatkozik meg közvetlenül a becslő egyenletekben, de feltételezhetően az egy másik változón, a térfogattömegen keresztül érvényesül. A magasabb humusztartalom ugyanis hozzájárulhat a jobb aggregáltsághoz, amely részben meghatározhatja a talajminta térfogattömegét. 4. 3.

A talajminták folyadékvezető- és légáteresztő képességének mérési eredményei és

becslése 4.3.1. Hidraulikus vezető- és szerves folyadékvezető-képesség mérése és becslése A 3. mellékletben ismertetett eredeti szerkezetű és mesterséges talajminták hidraulikus vezetőképességnek és szerves folyadékvezető-képességének mérési eredményei (19. és 20. melléklet) a 32 - 35. ábrán láthatók.

-4

Folyadékvezetõ-képesség [lg(m/s)]

-5

-6

-7

-8 4. egyenlet alapján becsült szerves folyadékvezetõ-képesség -9 mért szerves folyadékvezetõ-képesség mért hidraulikus vezetõképesség

-10

1

4 2

7 6

9 8

11 10

13 12

15 14

17 16

19 18

21 20

22

Minta jele

32. ábra: Az eredeti szerkezetű talajminták folyadékvezető-képessége (1-22. minta)

91

-3

Folyadékvezetõ-képesség [lg(m/s)]

-4

-5

-6

-7

-8 4. egyenlet alapján becsült szerves folyadékvezetõ-képesség

-9

mért szerves folyadékvezetõ-képesség mért hidraulikus vezetõképesség

-10 26

27

28

29

30

31

32

33

34

35

36

Minta jele

33. ábra: Az eredeti szerkezetű talajminták folyadékvezető-képessége (26-36. minta)

Folyadékvezetõ-képesség [lg(m/s)]

-5,0

-5,5

-6,0

-6,5

4. egyenlet alapján becsült szerves folyadékvezetõ-képesség

-7,0

mért szerves folyadékvezetõ-képesség mért hidraulikus vezetõképesség

-7,5 26

28 27

30 29

32 31

34 33

36 35

44 43

46 45

48 47

50 49

Minta jele

34. ábra: A mesterséges talajoszlopok folyadékvezető-képessége (26-50. minta)

92

Folyadékvezetõ-képesség [lg(m/s)]

-3

-4

-5

-6

-7

4. egyenlet alapján becsült szerves folyadékvezetõ-képesség

-8

mért szerves folyadékvezetõ-képesség mért hidraulikus vezetõképesség

-9 37

38

39

40

41

Minta jele

35. ábra: A mesterséges talajoszlopok folyadékvezető-képessége (37-41. minta) Az eredeti szerkezetű mintákon mért hidraulikus vezetőképesség 6,4E-10 és 1,8E-05 m/s között változott (átlagosan 9,9E-07 m/s), míg a szerves folyadékvezető-képesség 4,2E-08 és 2,6E-04 m/s között (átlag: 2,9E-05 m/s) mozgott. Megfigyelhető, hogy az eredeti szerkezetű talajminták általában legalább egy nagyságrenddel jobban vezetik a vizsgálatba vont szerves folyadékot, mint a vizet. A mesterséges talajminták hidraulikus vezetőképessége 8,5E-09 és 1,0E-04 m/s között változott (átlagosan 9,3E-07 m/s), míg a szerves folyadék vezető-képessége 5,5E-07 és 7,6E-06 m/s (átlag: 2,4E-06 m/s) közötti érték volt. A 32-35. ábrákon jól látszik, hogy a mesterséges talajminták hidraulikus- és szerves folyadékvezető-képessége között általában lényegesen kisebb az eltérés, mint az eredeti szerkezetű talajminták esetében. Ennek okát főként az eredeti szerkezetű talajminták nagyobb mennyiségű, a szerves folyadékkal történt telítés hatására be nem duzzadó, el nem iszapolódó makropórusában látom. Az eredeti szerkezetű és mesterséges talajminták mért hidraulikus- és szerves folyadékvezetőképességének összehasonlítását mutatja a 36-37. ábra.

93

Folyadékvezetõ-képesség [lg(m/s)]

-4

-5

-6

-7

-8

eredeti szerkezetû minta

-9

mesterséges talajoszlop

-10 26

27

28

29

30

31

32

33

34

35

36

Minta jele

36. ábra: Az eredeti szerkezetű és a mesterséges talajminták hidraulikus vezetőképességének összehasonlítása (26-36. minta)

-3,5

Folyadékvezetõ-képesség [lg(m/s)]

-4,0

-4,5

-5,0

-5,5

eredeti szerkezetû minta -6,0

mesterséges talajoszlop

-6,5 26

27

28

29

30

31 32

33

34

35

36

Minta jele

37. ábra: Az eredeti szerkezetű és a mesterséges talajminták szerves folyadékvezetőképességének összehasonlítása (26-36. minta) 94

A

4.

becslő

egyenlettel

becsült

szerves

folyadékvezető-képesség

értékeket

összehasonlítottam a mért szerves folyadékvezető-képesség értékekkel az 1-22. és 26-36. jelű eredeti szerkezetű, valamint 26-50. és 37-41. jelű mesterséges talajminták esetében (32-35.

ábra).

Azt

szénhidrogénszennyezés

tapasztaltam, mozgását

hogy leíró

a

felszín

terjedési

alatti

közegben

modellekben

lévő

(úgynevezett

transzportmodellekben) széleskörűen használt 4. becslő egyenlet az eredeti szerkezetű és mesterséges talajok szerves folyadékvezető-képességét általában egy-két nagyságrenddel alulbecsli. A továbbiakban kerestem a mért szerves folyadékvezető-képesség kapcsolatát a talajtulajdonságokkal. Ennek során a lineáris regresszió analízis módszerét alkalmazva a Campbell-féle függvény (5. egyenlet) linearizált változatát vizsgáltam. A mintákat előbb – a szerves folyadékvisszatartó-képesség mérések értékeléséhez hasonlóan – két csoportra osztottam azok humusztartalma alapján (< 0,5 százalékos humusztartalom, és > 0,5 százalékos humusztartalom). Azonban az így kettéosztott mintaanyag hidraulikus-, illetve szerves folyadékvezető-képessége nem mutatott szoros összefüggést a talajtulajdonságokkal. Megkíséreltem a humusztartalmat független változóként bevonni a regresszióanalízisbe, de ez sem járt sok sikerrel. Végül az vezetett eredményre, hogy a teljes mintaanyagot a humusztartalom alapján négy nagy csoportra osztottam. A csoportok a következők voltak: •

nagyon kis humusztartalmú talajok (mesterséges minták: <0,1 százalékos

humusztartalom, illetve eredeti szerkezetű minták: <0,3 százalékos humusztartalom); •

kis

humusztartalmú

talajok

(mesterséges

minták:

0,1-0,5

százalékos

humusztartalom, illetve eredeti szerkezetű minták: 0,3-0,5 százalékos humusztartalom); •

közepes humusztartalmú talajok (mesterséges minták: 0,5-1,0 százalékos

humusztartalom, illetve eredeti szerkezetű minták: 0,5-1,5 százalékos humusztartalom) és •

nagy

humusztartalmú

talajok

(mesterséges

minták:

>1,0

százalékos

humusztartalom, illetve eredeti szerkezetű minták: >1,5 százalékos humusztartalom).

95

Az egyes kategóriák határértékei attól függően változtak, hogy a hidraulikus-, vagy a szerves folyadékvezető-képességet vizsgáltam, továbbá hogy az eredeti szerkezetű vagy a mesterséges talajminta csoportot elemeztem. A mesterséges talajminta csoportban több kis humusztartalmú talajminta volt, mint az eredeti szerkezetű mintacsoportban. A regressziós vizsgálatok eredményeit a 9-12. táblázat mutatja. A szerves folyadékvezető-képesség becslés regressziós együtthatóinak standard hibáját 5 %-os szignifikancia szint mellett adtam meg. 9. táblázat: A hidraulikus vezetőképesség kapcsolata a talajtulajdonságokkal (eredeti szerkezetű talajminták) A regressziós egyenlet változói y: hidraulikus vezetőképesség [m/s] x1: összporozitás (%)/100; x2: agyag (%)/100; x3: por (%)/100; x4: homok (%)/100; x5: CaCO3 (%)/100

R2

N

0,81

58

0,87

141

0,53

238

0,51

241

1. igen kis humusztartalmú talajok (humusz % < 0,3) y = x1113,46 . EXP(92,26 + 8,09 . x3) 2. kis humusztartalmú talajok (humusz %: 0,3-0,5) y = x18,40 . EXP(-8,40 -30,14 . x2 +13,28 . x3) 3. közepes humusztartalmú talajok (humusz %: 0,5-1,0) y = x19,91 . EXP(-6,92 +14,63 . x2 -2,38 . x3) 4. nagy humusztartalmú talajok (humusz % > 1,0) y = x13,17 . EXP(-12,84 +1,95 . x2 -0,11 . x3 +5,93 . x5)

10. táblázat: A szerves folyadékvezető-képesség kapcsolata a talajtulajdonságokkal (eredeti szerkezetű talajminták) A regressziós egyenlet változói y: szerves folyadékvezető-képesség [m/s] x1: összporozitás (%)/100; x2: agyag (%)/100; x3: por (%)/100; x4: homok (%)/100; x5: CaCO3 (%)/100

R2

N

0,97

50

1. igen kis humusztartalmú talajok (humusz % < 0,3) y = x1196,23 . EXP(171,28 + 25,41 . x3)

96

Regressziós együtthatók standard hibája: b0= 4,05, b1= 4,25, b3=0,98 2. kis humusztartalmú talajok (humusz %: 0,3-0,5) y = x15,03 . EXP(-12,49 +6,20 . x2 +7,93 . x3) Regressziós együtthatók standard hibája:

0,65

202

0,80

242

0,63

201

b0= 0,77, b1= 0,86, b2= 1,50, b3= 0,68 3. közepes humusztartalmú talajok (humusz %: 0,5-1,5) y = x13,38 . EXP(-11,31 +23,42 . x2 -5,71 . x3 +2,89 . x5) Regressziós együtthatók standard hibája: b0= 0,89, b1= 0,93, b2= 0,81, b3= 0,50, b5=1,26 4. nagy humusztartalmú talajok (humusz % > 1,5) y = x1-4,97 . EXP(-16,57 -6,76 . x2 +2,50 . x3 +10,31 . x5) Regressziós együtthatók standard hibája: b0= 0,55, b1= 0,44, b2= 0,67, b3= 0,37, b5= 1,22

11. táblázat: A hidraulikus vezetőképesség kapcsolata a talajtulajdonságokkal (mesterséges talajminták) A regressziós egyenlet változói y: hidraulikus vezetőképesség [m/s] R2

N

y = x11,56 . EXP(-6,98 -3,05 . x2 -18,31 . x5) 2. kis humusztartalmú talajok (humusz %: 0,1-0,5)

0,95

79

y = x1-2,06 . EXP(-13,18 -21,76 . x2 +4,90 . x3 -6,79 . x5) 3. közepes humusztartalmú talajok (humusz %: 0,5-1,0)

0,83

149

y = x1-5,74 . EXP(-18,57 -6,04 . x2 +1,32 . x3 -2,55 . x5) 4. nagy humusztartalmú talajok (humusz % > 1,0)

0,53

109

0,87

119

x1: összporozitás (%)/100; x2: agyag (%)/100; x3: por (%)/100; x4: homok (%)/100; x5: CaCO3 (%)/100 1. igen kis humusztartalmú talajok (humusz % < 0,1)

y = x14,35 . EXP(-10,93 -6,77 . x2 +2,05 . x4)

97

12. táblázat: A szerves folyadékvezető-képesség kapcsolata a talajtulajdonságokkal (mesterséges talajminták) A regressziós egyenlet változói y: szerves folyadékvezető-képesség [m/s] x1: összporozitás (%)/100; x2: agyag (%)/100; x3: por (%)/100; x4: homok (%)/100; x5: CaCO3 (%)/100 1. igen kis humusztartalmú talajok (humusz % < 0,1) y = x1-0,34 . EXP(-8,94 -0,86 . x3 -18,44 . x5) Regressziós együtthatók standard hibája:

R2

N

0,98

77

0,62

159

0,74

154

0,82

102

b0= 0,12, b1= 0,15, b3= 0,04, b5= 0,40 2. kis humusztartalmú talajok (humusz %: 0,1-0,5) y = x12,02 . EXP(-8,43 -15,53 . x2 +2,40 . x3 -8,00 . x5) Regressziós együtthatók standard hibája: b0= 1,22, b1= 1,02, b2= 1,68, b3= 0,44, b5= 0,93 3. közepes humusztartalmú talajok (humusz %: 0,5-1,5) y = x12,52 . EXP(-15,75 +24,03 . x2 -5,70 . x3 +8,97 . x5) Regressziós együtthatók standard hibája: b0= 1,28, b1= 1,24, b2= 2,20, b3= 0,44, b5= 1,11 4. nagy humusztartalmú talajok (humusz % > 1,5) y = x1-4,97 . EXP(-12,45 -31,68 . x2 +3,20 . x4 +4,11 . x5) Regressziós együtthatók standard hibája: b0= 0,80, b1= 1,56, b2= 3,57, b4= 0,16, b5= 1,12 A táblázatok alapján megállapítható, hogy az egyes mintacsoportokon belül a regressziós egyenletek elfogadható pontossággal becslik a talajok hidraulikus- és szerves folyadékvezető-képességet (R2 = 0,51 - 0,99). Az eredeti szerkezetű és mesterséges talajminták esetében folytatott statisztikai elemzéseim alapján elmondható, hogy a talajok szerves folyadékvezető-képességére jelentős hatást fejt ki a talaj összporozitása, mechanikai összetétele és mésztartalma a különböző humusztartalmú talajok esetében. Az összporozitás szerepe különösen az igen kis humusztartalmú, eredeti szerkezetű mintáknál jelentős. A talaj humusztartalmának növekedésével csökken a folyadékvezetésben betöltött szerepe. Megfigyelhető, hogy a 98

szerves folyadékvezető-képesség nő a porozitás növekedésekor az 1,5 % - nál kisebb, míg csökken az 1,5 % - nál nagyobb humusztartalmú talajoknál. A porozitás mellett a talaj mechanikai összetétele és mésztartalma is hatást gyakorol a szerves folyadékvezető-képesség alakulására. A különböző humusztartalmú talajok esetében azonban hol növelő, hol csökkentő hatást fejtenek ki a folyadékvezetésre. Ennek a jelenségnek a pontosabb megismeréséhez, illetve magyarázatához további elemzések végrehajtása szükséges egy jóval nagyobb mérési adatbázison. 4.3.2. Vízre és szerves folyadékra vonatkozó relatív áteresztőképesség mérések eredményei Több folyadékfázisú áteresztőképesség mérések a 26 – 36. és 43 - 50. jelű minták esetében történtek. A mérési eredményeket (21. melléklet) - néhány jellemző talajminta kiragadott példáján – a 38 -45. ábra segítségével mutatom be. A relatív áteresztőképesség értékek változását a mintákon átszivárgott folyadékmennyiségek függvényében ábrázoltam. A 38-45. ábrán bemutatott minták a szélsőséges talajtulajdonságokkal jellemezhető talajokat képviselik (homok [49. jelű minta], homokos vályog [50. jelű minta], homokos agyagos vályog [26. jelű minta] és iszapos agyagos vályog, nagy szmektittartalmú agyaggal [35. jelű minta]). A vonatkozó szakirodalmi közlések (Testa és Winegardner, 1991, Yong et al., 1992) alapján azt vártam, hogy az "A" folyadékra nézve telített, a "B" folyadékra nézve telítetlen minták "B" folyadékra mérhető relatív áteresztőképessége először jóval a minták "B" folyadékkal mérhető folyadékvezető-képessége ("B" folyadékkal telített és "B" folyadékkal mért vezetőképesség) alatti lesz. Majd ahogy nő a talajminta telítettsége "B" folyadékra nézve (az átszivárgott "B" folyadék mennyiségének növekedésével), úgy fokozatosan megközelíti a mérhető relatív áteresztőképesség a minta "B" folyadékkal mérhető folyadékvezető-képességét. A laboratóriumi mérések - amint azt az ábrák is mutatják - nem igazolták ezt a leegyszerűsített modellt. Az "A" és "B" folyadékok minőségétől (vagyis a folyadéktelítés

99

sorrendjétől), illetve a talajminták tulajdonságaitól nagymértékben függ az, hogy milyen irányban és milyen mértékben változik a mintákon mérhető relatív áteresztőképesség. Általánosságban elmondható, hogy abban az esetben, amikor a mintákat először szerves folyadék telíti, majd ezután történik a vízzel való telítés (vagyis a víz szorítja ki a pórustérből a szerves folyadékot), a minták vízre vonatkozó relatív áteresztőképessége csökken. A csökkenés üteme az agyagtartalom növekedésével nő. A végső lecsökkent relatív

áteresztőképesség

(a

mért

átszivárgott

folyadékmennyiség

[0-500

cm3]

tartományban) jóval - egy-két nagyságrenddel - kisebb, mint a minták hidraulikus vezetőképessége.

A

görbék

kezdeti

szakasza

ugyanakkor

nagyobb

relatív

áteresztőképességet mutat minden esetben, mint a hidraulikus vezetőképesség, de kisebbet, mint a szerves folyadékvezető-képesség. Ezt úgy értelmeztem, hogy a mérések kezdeti szakaszában a beszivárgó víz maga előtt nyomja a pórusterek szerves folyadék fázisát, a mintákon ekkor még nagyobbrészt a szerves folyadék folyik át. Miután a nagyobb méretű pórusokból a víz kiszorította a szerves folyadékot, a mintákon a továbbiakban már túlnyomórészt a vízfázis áramlik keresztül. A szilárd fázis felületek azonban továbbra is szerves folyadékkal borítottak, tehát lényegesen szűkebb pórusok állnak rendelkezésre a vízvezetésre, mint a hidraulikus vezető-képesség mérések esetében. Az agyagos mintáknál ugyanakkor feltételezhető, hogy helyileg kapcsolatba kerül a szilárd fázis felülete a vízfázissal és duzzadás is bekövetkezhet, ami a pórusterek további szűkülését eredményezheti. Ezért a nagyobb mértékű relatív áteresztőképesség csökkenés. Még nehezebben értelmezhető a relatív áteresztőképesség értékek változása abban az esetben, amikor a pórustereket először a víz telíti, a szilárd fázist elsőként a víz nedvesíti. A vízzel borított falu pórusrendszerben természetes a minták kezdeti csökkenő szerves folyadékra vonatkozó relatív áteresztőképessége. Az is könnyen belátható, hogy a csökkenés mértéke a nagy agyagtartalmú mintáknál nagyobb. A homok fizikai féleségű mintánál valószínűleg nem sikerült kimérni a görbe csökkenő szakaszát, a homokos vályog talaj esetében pedig csak egy igen rövid csökkenő szakasz figyelhető meg. Azonban csak feltételezésekre szorítkozhatok a relatív áteresztőképesség - görbék további, emelkedő szakaszát illetően. Azt tapasztaltam ugyanis, hogy egy beszivárgott szerves folyadék mennyiségen túl elkezdett emelkedni a minták szerves folyadékra vonatkozó relatív áteresztőképessége.

100

Folyadékvezetõ-képesség [lg(m/s)]

-4

-5

-6

-7

szerves folyadékkal telített szerves folyadékkal mért -8 vízzel telített vízzel mért -9 szerves folyadékkal telített vízzel mért -10 0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

Átszivárgott folyadék [lg(cm3)]

Folyadékvezetõ-képesség [lg(m/s)]

38. ábra: A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata I. Előzőleg szerves folyadékkal telített minta desztillált vízzel mért relatív áteresztőképessége [26. jelű (keszthelyi) mesterséges talajoszlop]

-4

-5

-6

-7

szerves folyadékkal telített szerves folyadékkal mért -8

vízzel telített vízzel mért -9

szerves folyadékkal telített vízzel mért

-10 0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

Átszivárgott folyadék [lg(cm3)]

39. ábra: A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata I. Előzőleg szerves folyadékkal telített minta desztillált vízzel mért relatív áteresztőképessége [35. jelű (magyarszombatfai) mesterséges talajoszlop]

101

Folyadékvezetõ-képesség [lg(m/s)]

-4

-5

-6

-7

szerves folyadékkal telített szerves folyadékkal mért

-8

vízzel telített vízzel mért

-9

szerves folyadékkal telített vízzel mért

-10 0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

Átszivárgott folyadék [lg(cm3)]

Folyadékvezetõ-képesség [lg(m/s)]

40. ábra: A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata I. Előzőleg szerves folyadékkal telített minta desztillált vízzel mért relatív áteresztőképessége [47. jelű (székesfehérvári) mesterséges talajoszlop]

-4

-5

-6

-7

szerves folyadékkal telített szerves folyadékkal mért

-8 vízzel telített vízzel mért -9

szerves folyadékkal telített vízzel mért

-10 0,0

,5

1,0

1,5

2,0

2,5

Átszivárgott folyadék [lg(cm3)]

41. ábra: A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata I. Előzőleg szerves folyadékkal telített minta desztillált vízzel mért relatív áteresztőképessége [50. jelű (lovasberényi) mesterséges talajoszlop]

102

Folyadékvezetõ-képesség [lg(m/s)]

-4

-5

-6

-7

szerves folyadékkal telített szerves folyadékkal mért -8 vízzel telített vízzel mért -9 vízzel telített szerves folyadékkal mért -10 0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

Átszivárgott folyadék [lg(cm3)]

Folyadékvezetõ-képesség [lg(m/s)]

42. ábra: A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata II. Előzőleg desztillált vízzel telített minta szerves folyadékkal mért relatív áteresztőképessége [26. jelű (keszthelyi) mesterséges talajoszlop]

-4

-5

-6

-7

szerves folyadékkal telített szerves folyadékkal mért -8 vízzel telített vízzel mért -9 vízzel telített szerves folyadékkal mért -10 0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

Átszivárgott folyadék [lg(m/s)]

43. ábra: A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata II. Előzőleg desztillált vízzel telített minta szerves folyadékkal mért relatív áteresztőképessége [35. jelű (magyarszombatfai) mesterséges talajoszlop]

Folyadékvezetõ-képesség [lg(m/s)]

-4

-5

-6

-7

szerves folyadékkal telített szerves folyadékkal mért

-8

vízzel telített vízzel mért

-9

vízzel telített szerves folyadékkal mért

-10 0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

Átszivárgott folyadék [lg(cm3)]

Folyadékvezetõ-képesség [lg(m/s)]

44. ábra: A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata II. Előzőleg desztillált vízzel telített minta szerves folyadékkal mért relatív áteresztőképessége [47. jelű (székesfehérvári) mesterséges talajoszlop]

-4

-5

-6

-7

szerves folyadékkal telített szerves folyadékkal mért

-8 vízzel telített vízzel mért -9

vízzel telített szerves folyadékkal mért

-10 0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

3,0

Átszivárgott folyadék [lg(cm3)]

45. ábra: A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata II. Előzőleg desztillált vízzel telített minta szerves folyadékkal mért relatív áteresztőképessége [50. jelű (lovasberényi) mesterséges talajoszlop]

104

Először meghaladta a hidraulikus vezetőképesség értékeket, majd esetenként a szerves folyadékvezető-képesség értékeket is. A jelenséget a szilárd felületekről történő fokozatos vízkiszorítással párhuzamosan fellépő pórusméret-átrendeződésekkel tudom magyarázni. Feltehetően olyan makropórusok keletkeztek az átszivárgás, vízkiszorítás során, melyek a minták szerves folyadékra vonatkozó relatív áteresztőképességének nagyságrendekkel való növekedését eredményezték. 4.3.3. Talajok hidraulikus vezető - és szerves folyadékvezető-képességének, valamint légáteresztő-képességének mérési eredményei, becslése A 46. ábrán a légáteresztő-, hidraulikus vezető- és szerves folyadékvezető-képesség mérések eredményeit (22. melléklet) ábrázoltam. Összehasonlítva az egyes talajmintákon mért folyadékvezető- és légáteresztő-képesség értékeket megállapítható, hogy a talajok szerves folyadékvezető-, illetve a légáteresztő-képessége szoros kapcsolatot mutat, ugyanakkor mindkét paraméter függetlenül változik a mért hidraulikus vezetőképesség értékektől.

Folyadékvezetõ- és légáteresztõ-képesség lg (m/s)

0

Légáteresztő-képesség -2

Szerves folyadékvezető-képesség

-4

-6

Hidraulikus vezetőképesség -8 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 71 72 73 74 75 76 77 78 79 80 81 82 83 84 85 86 87 88 89 90 91 92

Minta jele

46. ábra: A mért légáteresztő- és folyadékvezető-képesség értékek 

105

A különböző talajtulajdonságok vizsgálata azt mutatja, hogy a talajok szerkezetességét (aggregátum összetételét) jelző átlagos geometriai átmérő (GMD) érték, valamint a százalékos agyag- és homoktartalom állnak a legszorosabb kapcsolatban a légáteresztőképességgel. Ez nem meglepő, hiszen mindhárom paraméter kapcsolatba hozható azoknak a makropórusoknak a mennyiségével, illetve arányával, melyek a légáteresztésben elsősorban részt vesznek. A talajtulajdonságok és a légáteresztés kapcsolatát leíró lineáris regressziós egyenletet a 13. táblázat mutatja be. 13. táblázat: A légáteresztő-képesség becslése a talajtulajdonságok alapján  Regressziós egyenlet y: Kl (légáteresztő képesség) [m/s] x1: GMD(aggr); x2: agyag [%]; x3: homok [%] y = -5,429 + 2,871 . x1 + 0,027 . x2 + 0,012 . x3

R2

N

0,80

41

Regressziós együtthatók standard hibája: b0= 0,35, b1= 1,03, b2= 0,01 , b3= 0,006   A lineáris regresszióanalízis eredményeit figyelembe véve szoros kapcsolat mutatható ki (R2= 0,807) a talajtulajdonságok és a talajminták légáteresztő képessége között. A talajok légáteresztő képessége elsősorban a talajok aggregátum összetételétől és kisebb mértékben a mechanikai összetételtől függ. A továbbiakban vizsgáltam a kapcsolatot a talajok légáteresztő-képessége, egyéb talajtulajdonságok és a talaj szerves folyadékvezető-képessége között. 14. táblázat: A szerves folyadékvezető-képesség regressziós egyenlete Regressziós egyenlet y: szerves folyadékvezető-képesség [m/s] x1: Kl (légáteresztő képesség) [m/s]; x2: Pössz. Összporozitás [%]; x3: agyag [%]; x4: homok [%] y = 0.02 . x10.78 . x2-0.875 . EXP(0.012 . x3 - 0.011 . x4) Regressziós együtthatók standard hibája: b1= 0,013 , b2= 0,141 , b3= 0,002 , b4= 0,002

106

R2

N

0,93

1457

A többváltozós regresszió analízis (14. táblázat) eredményeképpen megállapítható, hogy a becsült szerves folyadékvezető-képességet a talaj légáteresztő-képessége, a teljes porozitása, agyag- és homoktartalma határozza meg. A determinációs koefficiens (R2= 0,933) alapján a kapcsolat szoros. A 14. táblázatban a regressziós együtthatók standard hibáját 5 %-os szignifikancia szint mellett adtam meg. A légáteresztő képesség és a talajok szerves folyadékvezető-képessége közötti kapcsolat részen azzal magyarázható, hogy mind az átáramló levegő fázis, mind pedig a szerves folyadékfázis viszonylag érintetlenül hagyja a talaj szerkezetét. A telítés során egyik sem okoz dezaggregációt, illetve duzzadást a talajban. A talaj légáteresztő-képességének növekedésekor nő a szerves folyadékvezető-képesség is. A lineáris regresszióval végzett becslés esetében a becsült és mért szerves folyadékvezetőképességek értékekek (47. sz. ábra) között szoros (R2=0,92) kapcsolat figyelhető meg, míg a Kozeny-Carman egyenlettel becsült és a mért szerves folyadékvezető-képesség értékek

B e csü lt sze rve s fo lyad é kve ze tõ -kép e ssé g [lg m /s]

között (48. sz. ábra) gyakorlatilag nem tapasztalható szignifikáns (R2= 0,09) összefüggés.

-4,00

-4,25

-4,50

-4,75

-5,00

R2=0,92 ÁAHve = 0,10 lg (m/s) RHve = 2,07 %

-5,25

-5,50

-7,00

-6,00

-5,00

-4,00

-3,00

Mért szerves folyadékvezetõ-képesség [lg m/s]

47. sz. ábra: A mért és lineáris regresszióval becsült szerves folyadékvezetés

107

B e csü lt sze rve s fo lyad é kve ze tõ -kép e ssé g [lg m /s]

-6,00

-6,50

-7,00

R2=0,09 ÁAHve = 1,60 lg (m/s) RHve = 31,91 %

-7,50

-7,00

-6,00

-5,00

-4,00

-3,00

Mért szerves folyadékvezetõ-képesség [lg m/s]

48. sz. ábra: A mért és a Kozeny-Carman egyenlettel becsült szerves folyadékvezetés A lineáris regresszióval parametrizált egyenletekkel végzett becslés átlagos abszolút hibája: ÁAHve = 0,10 lg (m/s), míg százalékban kifejezett relatív hibája: RHve = 2,07 %. A Kozeny-Carman - féle egyenlettel végzett becslés átlagos abszolút hibája: ÁAHve = 1,60 lg (m/s), míg százalékban kifejezett relatív hibája: RHve = 31,91 %. Megállapítható, hogy a lineáris regresszióval végzett becslés kisebb hibával adja meg a szerves folyadékvezetés mért értékeit, mint a Kozeny-Carman - féle egyenlettel végrehajtott becslés. A többváltozós lineáris regresszióval történő szerves folyadékvezető-képesség becslés által új lehetőség nyílhat arra, hogy a mindezidáig széleskörűen alkalmazott Kozeny-Carman egyenlet alapján történő becslésnél kisebb hibával adjuk meg a szerves folyadékvezetőképességet, mint a szénhidrogén szennyezések mozgását - a telített zónában - modellező transzportmodellek bemenő adatát.

108

5. ÖSSZEFOGLALÁS, KÖVETKEZTETÉSEK Napjainkban egyre nagyobb szerepet kap a korlátozott mennyiségben rendelkezésre álló felszíni és felszín alatti vizek, valamint a talajok minőségének védelme. A minőség megőrzésének egyik fontos lépése a szennyezőanyagok elleni védelem, illetve a már bekövetkezett környezetkárosítás esetén a minőség javítására végzendő kármentesítés. A szennyezőanyagok között kiemelkedő szerepet töltenek be a hétköznapi élet szinte minden területén megjelenő szénhidrogének, valamint szénhidrogénszármazékok. Kutatásaimat azzal a céllal indítottam el, hogy a „hagyományos” becslési eljárásoknál (Leverett-féle és Kozeny-Carman féle) hatékonyabb becslési eljárást dolgozzam ki a felszín alatti közegbe került vagy potenciálisan bejutó szénhidrogénszennyezés terjedésének

leírásához.

Kutatásaim

elsősorban

a

talajban

végbemenő

szerves

folyadékvisszatartásra és folyadékvezetésre irányultak. A mérések során mechanikai összetételükben, humusz- és mésztartalmukban különböző talajokat és ásványi őrlemény minták vizsgálatára került sor. A talajminták legfontosabb fizikai és kémiai tulajdonságait (térfogattömeg, homok%, iszap%, agyag%, humusz% és CaCO3%) a Fejér Megyei NAÁ Talajvédelmi Laboratóriuma (Velence) határozta meg. A mechanikai összetétel vizsgálat a mintaanyag egyik részénél (1- 50. jelű minták) mind a hazai (MSZ-08. 0205-78 MÉM), mind pedig a FAO (ISO/DIS 11277/1995) szabvány szerint, míg a mintaanyag másik felén (51 – 92. jelű minták) csak a FAO (ISO/DIS 11277/1995) szabvány szerint történt. A két módszer között az alapvető különbség a minták előkészítésében van; a hazai módszer szerint végzett vizsgálatoknál nem történik meg a teljes dezaggregáció, míg a nemzetközi módszerrel az aggregátumokat összetartó ragasztóanyagokat teljes mértékben eltávolítják. A vizsgálatok során alkalmazott folyadékok a desztillált víz és a DUNASOL 180/220 típusú szerves folyadék volt. A DUNASOL 180/220 megnevezésű szerves folyadék (lepárlása 180oC és 220oC között történik) a gázolajfrakcióhoz közelálló tulajdonságokkal rendelkező, de aromás komponenst nem tartalmazó, éppen ezért környezetbarát (nincs karcinogén, mutagén és terratogén hatása) kőolajipari termék.

109

A laboratóriumi vizsgálatok során víz- és szerves folyadékvisszatartás mérést 36-féle eredeti szerkezetű és 15-féle mesterséges talajmintán (100 cm3 térfogatú) végeztünk. Hidraulikus vezetőképesség mérések elvégzésére 33-féle eredeti szerkezetű (100 és 790 cm3 térfogatú) talajmintán és 63-féle, egyenként 100 cm3 térfogatú mesterséges talajoszlopon került sor. Ezzel párhuzamosan végzett szerves folyadékvezető-képesség mérésekhez 37-féle eredeti szerkezetű (100 és 790 cm3 térfogatú) mintát, míg 63-féle mesterséges (100 cm3 térfogatú) talajoszlopot használtunk. A vízre és szerves folyadékra vonatkozó relatív áteresztőképesség mérések során 19-féle 100 cm3 térfogatú mesterséges talajmintát használtunk fel. A talajok légáteresztő-képességének meghatározása alkalmával kizárólagosan mesterséges talajoszlopok vizsgálatára került sor. A vizsgálat alatt összesen 42-féle, 900 cm3 térfogatú talajmintán hajtottunk végre légáteresztő-képesség méréseket. A fenti méréseket minden talaj esetében három párhuzamos talajmintán végeztük el. A talajok víz - és szerves folyadék-visszatartását több mérési sorozatnál is vizsgáltam. A vizsgálatok során a vízvisszatartást alacsony szívóerő tartományban (pF 0 és pF 2,5) a Várallyay-féle homok- és kaolinlapos pF-mérő berendezéssel, míg nagyobb szívóerő tartományban (pF 3,4 és pF 4,2) nyomásmembrános készülékkel határoztuk meg. A pF 6,2 meghatározásához meghatározott gőznyomású térben végeztük a talajminták telítését (Síkféle higroszkóposság mérések). A szerves folyadék visszatartó-képesség meghatározására a Soilmoisture Equipment Corporation által gyártott LAB 23 jelű porózus kerámialapos pF-mérő berendezés szerves folyadékokkal történő mérések céljára általunk átalakított változatát használtuk. Fokozatosan egy új mérési módszert fejlesztettünk ki, mellyel mind eredeti szerkezetű, mind

pedig

mesterséges

talajmintákon

végezhető

a

talajok

szerves

folyadékvisszatartásának mérése különböző, szabályozott nyomású és hőmérsékletű térben. A különböző nyomáson és még nem szabályozott hőmérsékleten (szobahőmérsékleten) végzett első mérési sorozat során azt tapasztaltam, hogy a vizsgált nyomástartományban (0 – 1 bar) valamennyi eredeti szerkezetű és mesterséges talajmintánál jóval nagyobb a visszatartott

víztartalom,

mint

a

visszatartott 110

szerves

folyadéktartalom.

A

folyadékvisszatartás

értékekre

nemlineáris

regresszióval

a

Brutsaert

–

féle

háromparaméteres hatványfüggvényt illesztettem. Az így kapott folyadékvisszatartási görbék talajmintánként különböző meredekségűek, adott talajmintán belül azonban a vízés szerves folyadékvisszatartási görbék lefutása általában hasonló, a függőleges tengely mentén elcsúsztatott. Összehasonlítottam a szennyeződésterjedés modellezésében alkalmazott Leverett - féle egyenlet alapján becsülhető nyomás – szerves folyadéktartalom görbéket a mért nyomás szerves folyadéktartalom görbékkel. Megállapítottam, hogy a Leverett - féle egyenlet kisebb-nagyobb

mértékben

alulbecsli

a

talajminták

által

visszatartott

szerves

folyadéktartalmat. A mért és a becsült szerves folyadéktartalmak közötti eltérés sok esetben a nagyobb humusztartalmú és szerkezetes (aggregálódott) talajoknál nagyobb, mint a kisebb humusztartalmú és szerkezet nélküli talajokban. Ez alapján feltételeztem, hogy a görbék közötti eltérések oka, hogy a Leverett - féle egyenlet érvényességi tartománya az „ideális porózus rendszer”. A vizsgált talajok azonban nem tekinthetők ilyen rendszereknek (humusz és/vagy agyagkolloidok nagy mennyisége stb.). Ez alapján a mért és becsült szerves folyadékvisszatartási értékek különbségével jellemezhető a víz fázis-szilárd fázis és a szerves folyadék fázis-szilárd fázis kölcsönhatások különbözősége. A továbbiakban a Leverett - féle egyenlet alapján történő becslésnél megbízhatóbb becslési eljárást kerestem. Célom olyan becslési eljárás kifejlesztése volt, mely jobban figyelembe veszi

a

fáziskölcsönhatások

kialakulásában

feltételezhetően

szerepet

játszó

talajtulajdonságokat (például mechanikai összetétel, humusz- és mésztartalom, stb.) . Lineáris

regresszióanalízis

módszerével

vizsgáltam

az

egyszerűen

mérhető

talajtulajdonságok és a szerves folyadékvisszatartás között fennálló összefüggéseket, melynek végeredményeképpen úgynevezett szerves folyadékvisszatartás pedotranszfer függvényeket parametrizáltam. A regresszió vizsgálat alapján általánosságban elmondható, hogy a talajok térfogattömege, humusztartalma, mésztartalma és a mechanikai összetétele (százalékos homok-, por-,

111

agyagtartalom) szoros regressziós kapcsolatot mutat az egyes nyomásértékeken a talajok által visszatartott szerves folyadéktartalommal. A második mérés sorozat folyamán szabályozott, állandó hőmérsékleten és változó nyomáson vizsgáltam, hogy a talajminták aggregáltsága, szerkezetessége hogyan befolyásolja

a

szerves

folyadékvisszatartást.

Ehhez

úgynevezett

„aggregáltsági

talajsorozatokat” képeztünk négy kiválasztott talajmintából. Az aggregáltsági sorozatok egyes elemeit a fokozatosan csökkenő aggregátum méretek jellemezték. Lineáris

regresszióval

elemeztem

az

aggregátum

sorozatok

elemeinek

szerves

folyadékvisszatartását. A regresszióanalízisbe a humusz- és mésztartalom, térfogattömeg mellett a talajok fizikai féleségét és aggregáltságát jól jellemző átlagos geometriai átmérők (GMD(mech) és a GMD(aggr)) értékekeit is bevontam. Megállapítottam, hogy a mechanikai összetétel (GMD(mech)) minden nyomáson meghatározó. A humusz- és mésztartalom, a GMD(aggr) és a térfogattömeg a különböző nyomásokon eltérő mértékben határozza meg a szerves folyadékvisszatartást. Összehasonlítottam a lineáris regresszióanalízis által parametrizált egyenletekkel és a Leverett - féle egyenlettel becsülhető és a mért szerves folyadékvisszatartás értékeket. Azt tapasztaltam, hogy a lineáris regresszióanalízissel becsült értékek jobban közelítik a mért folyadékvisszatartást, mint a Leverett - féle egyenlettel becsült értékek. A folyadékvisszatartás vizsgálatára irányuló első és második mérési sorozat során állandó hőmérsékletű és változó nyomású térben vizsgáltuk a folyadék visszatartást. Ezt követően a harmadik mérési sorozat folyamán változó nyomás mellett változó hőmérsékleten mértük a talajok folyadékvisszatartását. Ismereteink szerint elsőként alkalmaztam az „extrakciós izoterma” elnevezést a jól definiált hőmérsékleten porózus kerámialapos extraktorokkal meghatározott nyomástelítettség görbék összehasonlítására. A hőmérséklet 20 oC-ról 60 oC-ra növelésével a 0,15 és 1,5 bar közötti nyomásokon egyértelműen csökken a talajminták folyadékvisszatartása. A 0 – 0,05 bar közötti

112

nyomástartományban azonban a hőmérséklet növelésével egyes minták szerves folyadékvisszatartása kismértékben csökkent, más mintáké megnőtt. Lineáris regresszióanalízissel kimutattam, hogy 20, 40 és 60 oC-on a nyomás 0 bar - ról 0, 05 bar-ra növekedésével erősödött, a 0,15 és 1,5 bar közötti nyomástartományban a nyomás

növekedésével

csökkent

a

talajtulajdonságok

visszatartott

szerves

folyadéktartalmat meghatározó szerepe. A talajtulajdonságok közül a térfogattömeg, a porés mésztartalom befolyásolta leginkább a szerves folyadékvisszatartást. A talajok hidraulikus vezető- és szerves folyadékvezető-képességét, valamint relatív áteresztőképességét - a folyadékvisszatartás mérésekhez hasonlóan - több mérési sorozatnál is vizsgáltuk. Az első mérési sorozathoz eredeti szerkezetű mintáinkat - a szerves folyadéktelítés hatására bekövetkező zsugorodás hatására fellépő mérési hibák (mintavevő henger fala mentén fellépő makropórusok folyadékvezetése) elkerülése végett - újfajta eljárással készítettük elő. A szárítás után némiképp összezsugorodott talajoszlopokat óvatosan kiszedtük a mintavevő csőből, majd a száraz talajoszlopokat POLIKON P-210 FAXT típusú műgyantaborítással vontuk be. A csökkenő folyadéknyomás módszerével mértük a talajok hidraulikus- és szerves folyadékvezető-képességét

eredeti

szerkezetű

és

mesterséges

talajmintákon.

Berendezésünket oly módon alakítottuk át, hogy az alkalmas legyen a szerves folyadékokkal történő mérésekre is. A mérési eredmények alapján megállapítottam, hogy az eredeti szerkezetű talajminták általában legalább egy nagyságrenddel jobban vezetik a vizsgálatba vont szerves folyadékot, mint a vizet. A mesterséges talajminták hidraulikus- és szerves folyadékvezetőképessége között lényegesen kisebb volt az eltérés, mint az eredeti szerkezetű talajmintáknál. Ennek oka feltételezhetően az eredeti szerkezetű talajmintákban lévő nagyobb mennyiségű, a szerves folyadékkal történt telítés hatására be nem duzzadó, el nem iszapolódó makropórus.

113

Azt tapasztaltam, hogy a szénhidrogénszennyezés mozgását leíró terjedési modellekben (úgynevezett transzportmodellekben) széleskörűen használt Kozeny - Carman egyenlet az eredeti szerkezetű és mesterséges talajok szerves folyadékvezető-képességét általában egykét nagyságrenddel alulbecsli. A továbbiakban új becslési módszer után kutatva lineáris regresszióanalízissel kerestem a szerves folyadékvezető-képesség kapcsolatát a talajtulajdonságokkal. Ennek során a Campbell-féle függvény linearizált változatát vizsgáltam. Megállapítottam, hogy a mechanikai összetétel ismeretén túl a talajok összporozitásának ismerete minden esetben döntő a folyadékvezetés becslése szempontjából. A talajok kémiai tulajdonságai közül a humusztartalom, illetve a mésztartalom mutatott szoros kapcsolatot a talajok folyadékvezető-képességgével. A hidraulikus vezető- és szerves folyadékvezető-képesség mérése mellett vizsgáltam a mesterséges talajminták vízre és szerves folyadékra vonatkozó relatív áteresztőképességét is. Azt tapasztaltam, hogy a talajok relatív áteresztőképessége függ a telítés sorrendjétől és a telítő folyadékok által a talajban okozott folyadék fázis – szilárd fázis, valamint folyadék fázis-folyadék fázis kölcsönhatásoktól. A második mérés sorozat alkalmával a talajok hidraulikus vezető- és szerves folyadékvezető- képessége mellett azok légáteresztő-képességét is vizsgáltuk. A mérési eredmények alapján megállapítottam, hogy a talajok szerves folyadékvezetőképessége, illetve a légáteresztő-képessége szoros kapcsolatot mutat egymással és mindkettő függetlenül változik a mért hidraulikus vezetőképesség értékétől. Ez valószínűleg annak tulajdonítható, hogy mind a talajon átáramló levegő fázis, mind pedig a szerves folyadékfázis viszonylag érintetlenül hagyja a talaj szerkezetét. A telítés során nem okoznak dezaggregációt, illetve duzzadást a talajban. Kimutattam, hogy a lineáris regresszióval végzett becslés értékei jobban közelítik a mért szerves folyadékvezető-képesség értékeket, mint a Kozeny-Carman egyenlet alapján becsült értékek. 114

A különböző talajtulajdonságok vizsgálata azt mutatta, hogy a talajok szerkezetességét (aggregátum összetételét) jelző átlagos geometriai átmérő (GMD) érték, valamint a százalékos agyag- és homoktartalom állnak a legszorosabb kapcsolatban a légáteresztőképességgel. Regresszióanalízissel vizsgáltam a kapcsolatot a talajok légáteresztő-képessége, egyéb talajtulajdonságok és a talaj szerves folyadékvezető-képessége között. Kimutattam, hogy a szerves

folyadékvezető-képessége

szoros

kapcsolatban

áll

a

talaj

légáteresztő-

képességgével, a teljes porozitásával, valamint agyag- és homoktartalmával. Vizsgálataim

igazolták,

hogy

a

szénhidrogénterjedés

modellezésénél

(transzportmodellezésnél) alkalmazott „hagyományos” becslési módszerekhez képest a pedotranszfer függvények bevonása megbízhatóbbá teszi a szerves folyadékvisszatartó- és folyadékvezető-képesség becslését. Lehetőséget kínálnak a gyakorlati szakemberek részére, hogy a szennyezés terjedését leíró modelleket javítsák és ezáltal növeljék a modellezés „hatékonyságát”. A szerves folyadékvisszatartó- és folyadékvezető-képesség pedotranszfer függvényekkel történő leírása révén a szennyezés környezeti kockázata pontosabban megadható. A már bekövetkezett szénhidrogénszennyezések esetében megbízhatóbban lehatárolható a szennyezett térrész, kiválasztható a megfelelő műszaki beavatkozási mód. A potenciális szennyezéseknél jobban előre jelezhető a szennyezés megkötődésének mértéke, lehetséges mozgásának sebessége, esetlegesen iránya.

115

6. FELHASZNÁLT IRODALOM 1. Abriola, L. M. és Pinder, G. F., 1985a. A multiphase approach to the modelling of porosus media contamination by organic compounds. 1. Equation development. Water Resources Research. 21. p. 11-18. 2. Abriola, L. M. és Pinder, G. F., 1985b. A multiphase approach to the modelling of porosus media contamination by organic compounds. 2. Numerical simulation. Water Resources Research. 21. p. 19-26. 3. Abriola, L. M., Pennell, K. D., Weber, W. J., Lang, Jr., J. R. és Wilkins, M. D., 1999. Persistence and interphase mass transfer of organic contaminants in the unsaturated zone: Experimental observations and mathematical modeling. In J. Y. Parlange and J. W. p. 210–234. 4. Abriola, L.M., Demond, A. H., O'Carroll, D.M., Hsu, H., Phelan, T. J., Polityka, C. A. és Ryder, J.L., 2004. Compositional Effects on Interfacial Properties in Contaminated Systems: Implications for Organic Liquid Migration and Recovery, In: Subsurface Contamination Remediation: Accomplishments of the Environmental Management Science Program, T. Zachry and E. Berkey, Eds., American Chemical Society Symposium Series 904, Chapter 8. American Chemical Society, Washington D. C. p. 160-182. 5. Adenekan, A. E., Patzek, T.W. és Pruess, K., 1993. Modeling of Multiphase Transport of Multicomponent Organic Contaminants and Heat in the Subsurface: Numerical Model Formulation. Water Resources Research. 29. p. 3727-3740. 6. Amyx, J. W., Bass, D. M. és Whitting, R. L., 1960. Petroleum reservoir engineering. Physical propertis. McGraw-Hill Book Company. New-York. p. 610. 7. Anderson, W. G., 1986. Wettability literature survey -- part 1: Rock/oil/brine interactions and the effects of core handling on wettability. Journal of Petroleum Technology, October, p. 1125-1144. 8. Anton, A. és Simon, L., 1999. A talaj szennyeződése szerves anyagokkal. In: Környezetügyi Műszaki Gazdasági Tájékoztató: Talajszennyeződés, Talajtisztítás 2.(bővített kiadás). Környezetgazdálkodási Intézet, Budapest. p.33-43. 9. Ball, B. C., 1981a. Modeling of soil pores as tubes using gas permeabilities, gas diffusivities and water release. Journal of Soil Science. 32. p. 465–481.

116

10. Ball, B. C., 1981b. Pore characteristics of soils from two cultivation experiments as shown by gas diffusivities and permeabilities and air-filled porosities. Journal of Soil Science. 32. p. 483–498. 11. Ballenegger, R. és Di Gléria, J. (ed.), 1962. Talaj- és trágyavizsgálati módszerek. Mg. Kiadó. Budapest. 12. Banerjee, S. 1984. Solubility of organic mixtures in water. Environmental Science and Technology. 18. p. 587–591. 13. Bayer, A., Vogel, H. J. és Roth, K., 2004. Direct measurement of the soil water retention curve using X-ray absorption. Hydrology and Earth System Science, 8. p. 2-7. 14. Bear, J., 1972. Dynamics of Fluids in Porous Media. American Elsevier Publishing Co., New York. p.763. 15. Bear, J., 1979. Hydraulics of groundwater. McGraw-Hill Co. New York. 16. Bedient, P. B., Rifai, H. S. és Newell, C. J., 1999. Ground water contamination transport and remediation. Prentice Hall PTR, Upper Saddle River, New Jersey. 17. Bennedsen, M. B., Scott, J. P. és Hartley J. B., 1985. Use of vapor extraction systems for in situ removal of volatile organic compounds from soil. Proceedings of National Conference on Hazardous Wastes and Hazardous Materials, HMCRI. p. 92-95. 18. Blackwell, P. S., Ringrose-Voase, A. J., Jayawardane, N. S., Olsson, K. A., Mckenzie, D.C. és Mason, W. K., 1990. The use of air-filled porosity and intrinsic permeability to air to characterize structure of macrospore space and saturated hydraulic conductivity of clay soils. Journal of Soil Science. 41. p. 215–228. 19. Bouma, J., 1989. Using soil survey data for quantitative land evaluation. Advances in Soil Science. 9. p. 177-213. 20. Boynton, S. S. és Daniel, D.E., 1985. Hydraulic conductivity tests on compacted clay. Journal of Geotechnical Engineering, ASCE. 111. p. 465–478. 21. Brooks, R. H. és Corey, A. T., 1964. Hydraulic properties of porous media. Hydrology paper 3, Colorado State University, Fort Collins, Colorado. 22. Bruce, L. G., 1993. Refined gasoline in the subsurface. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin. 77. p. 212-224. 23. Bruckner Gy., 1964. Szerves kémia. Tankönyvkiadó. 24. Brutsaert, W., 1966. Probability laws for pore size distributions. Soil Science. 101. pp. 85-92. 25. Buzás I. (ed.), 1993. A talajfizikai, vízgazdálkodási és ásványtani vizsgálata. Talaj- és agrokémia vizsgálati módszerkönyv 1. INDA Kiadó, Budapest. 117

26. Burdine, N. T., 1953. Relative permeability calculations from pore size distribution data. Trans America Inst. Min. Met. Eng. 198. p. 71- 78. 27. Campbell, G.S., 1985. Soil physics with basic. Development in soil science. 14. Elsevier. Amsterdam. 28. Carman, P.C., 1956. Flow of gases through porous media. Academic Press. New York. 29. Charbeneau, R. J, 1988. Liquid moisture redistribution: Hydrologic simulation and spatial variability. NATO Advanoed Science Intstitute Aries, Franciaország. 1988 június. 30. Charbeneau, R.J., Weaver, J.W. és Lien, B.K., 1994. The hydrocarbon spill screening model (HSSM). 2. US EPA. EPA/600/R-94/039b. 31. Chen, J., J.W. Hopmans és M. E. Grismer., 1999. Parameter estimation of two-fluid capillary pressure-saturation and permeability functions. Advanced Water Resources. 22. p. 479–493. 32. Cohen, R. M., és Mercer, J.W., 1993. DNAPL Site Evaluation, C. K. Smokley, CRC Press, Boca Raton, Florida. 33. Collis-George, N., 1953. Relationship between air and water permeability in porous media. Soil Science. 76. p. 239-249. 34. Concawe, 1979. Protection of groundwater from oil pollution. Rep. No. 3/79. The Hague. 35. Corapcioglu, M.Y. és Baehr, A. L., 1987. A compositional multiphase model for groundwater contamination by petroleum products. 1. Theoretical considerations. Water Resources Research. 23. p.191-200. 36. Corey, A.T., 1986. Air permeability. In: Methods of Soil Analysis, American Society of Agronomy. p. 1121–1136. 37. Crichlow, H. B., 1977. Modern reservoir engineering – a simulation approach. Prentice-Hall. Englewood Cliffs, N. J. p. 354. 38. Dane, J. H., Hofstee, C. és Corey, A.T., 1998. Simultaneous Measurement of Capillary Pressure, Saturation and Effective Permeability of Immiscible Liquids in Porous Media. Water Resources Research. 34. p.3678-3692. 39. Davis, E.L. és Lien, B.K., 1993. Laboratory study on the use of hot water to recover light oily wastes from sands, EPA/600/ R-93/021, U. S. EPA, R.S. Kerr Environ. Res. Lab., Ada, OK. p. 59. 40. De Boodt M. F. és Kirkham D., 1953. Anisotropy and measurement of air permeability of soil clods. Soil Science. 76. p.127-133. 118

41. Demond, A. H. és Roberts, P.V., 1993. Estimation of two-phase relative permeability relationships for organic liquid contaminants. Water Resources Research. 29. p.10811090. 42. Di Gléria, J., Klimes-Szmik, A. és Dvoracsek, M., 1957. Talajfizika és talajkolloidika. Akadémiai Kiadó. Budapest. 43. Domenico, P. A. és Schwartz, F. W., 1998. Physical and Chemical Hydrogeology. (2nd edition). John Wiley and Sons, New York, NY. p. 1 -506. 44. Downey, M.W., 1984. Evaluating seals for hydrocarbon accumulations. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin. 68. p.1752-1763. 45. Dracos, T., 1978. Theoretical

considerations and practical implications ont he

infiltration of hydrocarbons in aquifers. International Symposium on Groundwater Pollution by Oil Hydrocarbons. Int. Assoc. Of Hydrogeol. June 5-9. Prague. p. 161175. 46. Dumitriu, R. és Canarche, A.B., 1971. Procedue de determinare a umiditatii solului intre pF 1 si 2 reletiile acesteia cu greutatea volumetrica si continutul de argila din sol. An. Inst. St. Cerc. Pedol. 38. p.29-42. 47. Dunai, A., Makó, A., Hernádi, H., Miókovics, E. és Széplábi, G., 2008. A talajok légáteresztő képességének laboratóriumi vizsgálata. Talajvédelem. Különszám: Talajtani Vándorgyűlés, Nyíregyháza, 2008. május 28-29. p. 73-80. 48. Dura, Gy., Gruiz, K., László, E. és Vadász, Zs., 2001. Kármentesítési kézikönyv 3. Szennyezett területek részletes mennyiségi felmérése. Környezetvédelmi és Vízügyi Minisztérium kiadványa. 49. Edmondson, T. A., 1965. Effect of temperature on water flooding. Journal of Canadian Petroleum Technology. 1965 October – December kiadás. p. 236 – 242. 50. Eijpe, R. és Weber, K.J., 1971. Mini-permeameters for consolidated rock and unconsolidated sand. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 55. p.307-309. 51. Elzeftawy, A. és Dempsey, B. J., 1977. Prediction model for unsaturated hydraulic conductivity of highway soils. Transportation Research Record, Soil Taxonomy and Soil Properties. p. 30-35. 52. Endrédy I., 1997. Volt szovjet katonai bázisok környezeti kárainak felszámolása. Katonai

Környezetvédelmi

Füzetek

3.

Talajvédelem.

ZMNE

Katonai

Környezetbiztonsági Központ. Budapest. 53. Energy and Environmental Research Corp., 1988. Guide to oil waste management alternatives. Final report. 18 Mason. Irvine CA 92718. 119

54. Fagerlund, F., Niemi, A. és Odén, M., 2006. Comparison of relative permeability – fluid saturation – capillary pressure relations in the modelling of non-aqueous phase liquid infiltration in variably saturated, layered media. Advances in Water Resources Research. 29. p. 1705-1730. 55. Falta, R.W., Pruess, K., Javandel, I. és Witherspoon, P. A., 1992a. Numerical modeling of steam injection for the removal of nonaqueous phase liquids from the subsurface 1. Numerical formulation. Water Resources Research. 28. p. 433-449. 56. Falta, R.W., Pruess, K., Javandel, I. és Witherspoon, P. A., 1992b. Numerical modeling of steam injection for the removal of nonaqueous phase liquids from the subsurface 2. Code validation and application. Water Resources Research. 28. p. 451-465. 57. Falta, R. W., Pruess, K, Finsterle, S. és Battistelli, A., 1995. T2 VOC User’s Guide, Report LBL- 36400, UC-400, Lawrence Berkeley National Laboratory, Berkeley, California. 58. Faust, C. R., 1985. Transport of immiscible fluids within and below the unsaturated zone: a numerical modell. Water Resources Research. 21. p. 587 – 596. 59. Faust, C. R., Guswa, J. H. and Mercer, J. W., 1989. Simulation of three-dimensional flow of immiscible fluids within and below the unsaturated zone. Water Resources Research . 25. p. 2449-2464. 60. Finsterle, S. and Persoff, P., 1997. Determining permeability of tight rock samples using inverse modeling. Water Resources Research. 33. p. 1803-1812. 61. Finsterle, S., Sonnenborg, T. O., és Faybishenko, B., 1998. Inverse modeling of a multistep outflow experiment for determining hysteretic hydraulic properties. Proceedings, TOUGH Workshop '98, Lawrence Berkeley National Laboratory, Berkeley, CA, May 4-6, 1998. p. 250 – 256. 62. Forsyth, P. A. és Shao, B.Y., 1991. Numerical simulation of gas venting for NAPL site remediation. Advances in Water Resources 14. p. 354-367. 63. Forsyth, P.A. és Simpson, R.B., 1991. A two phase, two component model for natural convection in a porous medium. International J. Numerical Methods in Fluids 12. p. 655-682. 64. Forsyth, P.A. és Sudicky, E., 1998. Discrete wellbore simulations of pump and treat strategies for remediation of LNAPL contaminated aquifers. Journal of Contaminant Hydrology 31. p. 57-81. 65. Fujimaki, H. és Inoue, M., 2003. Reevaluation of the multistep outflow method for determining unsaturated hydraulic conductivity. Vadose Zone Journal. 2. p. 409-415. 120

66. Garcia-Bengochea, I., Lowell, C.W. és Altschaeffl, A.G., 1979. Pore distribution and permeability of silty clays. Journal of the Geotechnical Engineering Division. ASCE. 105. p. 839-856. 67. Goldberg, V. M. , Gazda., Sz., 1984. Gidrogeologicseszkie osznovu ohrani podzemnuh vod ot zagreznyenyija. Nyedra kiadó. 68. Groenevelt, P. H., Kay B. D. és Grant C. D., 1984. Physical assessment of a soil with respect to rooting potential. Geoderma. 34. p.101-114. 69. Guswa, J. H., 1985. Application of multi-phase flow theory at a chemical waste landfill, Niagara Falls, New York. Proceedings of the Second International Conference on Groundwater Quality Research. National Center for Groun Water Research. Oklahoma State University. Stillwater. Oklahoma. p. 108-111. 70. Halmemies S., Gröndahl S., Nenonen K. és Tuhkanen T., 2003. Estimation of the Time Periods and Processes for Penetration of Selected Spilled Oils and Fuels in Different Soils in the Laboratory. Journal of Hazardous Materials. 97. p. 127-143. 71. Hatfield, K. és Stauffer, T. B., 1993. Transport in porous media containing residual hydrocarbon. I.: Model. ASCE Journal of Environmental Engineering. 119. p.540-558. 72. Hayden, N. J., és Voice, T.C., 1993. Microscopic observations of a NAPL in a threefluid-phase soil system. J. Contam. Hydrol. 12. p. 217–226. 73. Hayden, N.J., Voice, T.C., Annable, M.D. és Wallace, R.B., 1994. Change in gasoline constituent mass transfer during soil venting. 74. Head, K. H., 1984. Manual of soil laboratory testing. Permeability, shear strength and compressibility tests. Pentech Press. London. 75. Helmig R., 1997. Multiphase flow and transport processes in the subsurface. Berlin Heidelberg, Springer-Verlag. p. 367. 76. Hernádi, H., Makó, A., Kucsera, S. és Szabóné Kele, G., 2007. A talajok mechanikai összetételének vizsgálata lézeres szemcseanalizátorral. Erdei Ferenc IV. Tudományos Konferencia. Kecskemét. 2007. augusztus 27-28. p.783-786. 77. Hernádi, H., Makó, A., Kucsera, S., Szabóné Kele, G., Sisák, I., 2008. A talaj mechanikai összetételének meghatározása különböző módszerekkel. Talajvédelem. Különszám: Talajtani Vándorgyűlés (Magyar Talajtani Társaság, MTA TAB és Nyíregyházi Főiskola szervezésében) Nyíregyháza, 2008. május 28-29. p. 105-114. 78. Hillel, D., 1971. Soil and Water. Academic Press. New York. 79. Hochmuth, D. P. és Sunada, D. K., 1985. Groundwater model of two-phase immiscible flow in course material. Groundwater. 23. p. 617-626. 121

80. Horváth Zs. és Endrédy I., 1996. Talajszennyezés elleni védelem. Volt szovjet katonai bázisok környezeti kárainak felszámolása. Katonai környezetvédelmi Füzetek 3. ZMNE KKBK kiadó. 81. Huszvai, L., Rajkai, K. és Szász, G., 2004. Az agroökológia modellezéstechnikája. Debreceni Egyetem Agrártudományi Centrum. 82. Huyakorn, P. S., Panday, S. és Wu, Y. S., 1994. A 3 – Dimensional multiphase flow model for assessing NAPL contamination in porous and fractured media. 1. formulation. Journal of Contaminant Hydrology. 16. p. 109-130. 83. Iversen, B.V., Moldrup, P., Schjonning, P. és Loll., P., 2001. Air and water permeability in differently textured soils at two measurement scales. Soil Science. 166. p. 643–659. 84. Iversen, B.V., Moldrup P., Schjonning P. és Jacobsen O.H., 2003. Field application of a portable air permeameter to characterize spatial variability in air and water permeability. Vadose Zone J. 2. p. 618-626. 85. Jabro, J. D., 1992. Estimation of saturated hydraulic conductivity of soils from particle size distribution and bulk density data. Trans. ASAE 35 2 . p. 557–560. 86. Jantsky, B. (ed.), 1966. Ásványtelepeink földtana. Nyersanyaglelőhelyeink. Műszaki Könyvkiadó. Budapest. 87. Johnson, Jr., L.A., and A.P. Leuschner, 1992. The CROW process and bioremediation for in situ treatment of hazardous waste sites, in Hydrocarbon Contaminated Soils and Groundwater, Volume 2, edited by E.J. Calabrese and P.T. Kostecki, Lewis Publishers, Boca Raton, FL. p. 343-357. 88. Kádár, I., 1997. Kármentesítési kézikönyv 2. A szennyezett talajok vizsgálatáról. Környezetvédelmi és Vízügyi Minisztérium kiadványa. 89. Kaluarachchi, J.J. és Parker. J.C., 1989. An efficient finite element method for modeling multiphase flow. Water Resources Research. 25. p. 43-54. 90. Kemper, W. D. és Rosenau, R.C., 1986. Aggregate stability and size distribution. In: Klute, A. (ed): Methods of Soil Analysis. Part1. Physical and Mineralogical Methods. 2nd. Edition. American Society of Agronomy. Madison. Wisconsin. p.425-442. 91. Kessler, A. és Rubin, H., 1987. Relationships between water infiltration and oil spill migration in sandy soils. Journal of Hydrology. 91. p.187-204. 92. Kirkham, D. és Powers, W. L., 1972. Advanced soil physics. Wiley & Sons. New York.

122

93. Kovács, G. és Telekes, G., 2000. Magyarországi tapasztalatok a szénhidrogénekkel szennyezett talajok esetén. XIV. Országos Környezetvédelmi Konferencia Kiadványa, Siófok. p. 354-363. 94. Kozeny, J., 1927. Über kapillare Leitung des Wassers im Boden. Wiener Akademie Wissenschaft. 136. p.271. 95. Klute, A. és Dirksen, C., 1986. Hydraulic conductivity and diffusivity: laboratory methods. In: Klute, A. (ed): Methods of Soil Analysis. Part1. Physical and Mineralogical Methods. 2nd.

Edition. American Society of Agronomy. Madison.

Wisconsin. p.703-735. 96. Kuppusamy, T., Sheng, J., Parker, J. C. és Lenhard, R. J., 1987. Finite-element analysis of multiphase immiscible flow through soils. Water Resources Research . 23. p. 625-631. 97. Lenhard, R.J. és Brooks, R.H., 1985. Comparison of liquid retention curves with polar and nonpolar liquids. Soil Science Society of America Journal. 49. p.816-821. 98. Lenhard, R.J. és Parker, J.C., 1987.

Measurement and prediction of saturation-

pressure relations in three phase porous media systems. Journal of Contaminant Hidrology. 1. p.407-424. 99. Lenhard, R. J., és Parker, J. C., 1988. Experimental validation of the theory of extending two-phase saturation-pressure relations to three-fluid systems for monotonic drainage paths, Water Resources Research. 24. p. 373–380. 100.

Letniowski, F.W. és. Forsyth, P.A., 1991. A control volume finite element method

for three dimensional NAPL contamination problems. International J. Numerical Methods in Fluids 13. p. 955-970. 101.

Leverett, M. C., 1941. Capillary behavior in porous solids. Trans. Soc. Pet. Engng

AIME, 142. p. 152-169. 102.

Mackay, D., Shiuk, W.Y, és Ma, K.C., 1993. Illustrated Handbook of Physical-

Chemical Properties and Environmental Fate for Organic Chemicals, Volume III, Lewis Publishers. 103.

Mackay, D.M., Roberts, P.V. és Cherry, J.A. 1985. Transport of organic

contaminants in groundwater. Environmental Science and Technology 19. p. 384-392. 104.

Major P., 1991. Kárelhárítási kézikönyv (kézirat). p. 299.

105.

Makó, A. és Máté, F., 1992. Szerves folyadékok beszivárgásának vizsgálata

talajoszlopokon. Agrokémia és Talajtan. 41. p.214-225.

123

106.

Makó,

A.,

1995a.

Szerves

folyadékokkal

telített

talajok

hidraulikus

vezetőképessége. I. Összehasonlító vizsgálatok. Agrokémia és Talajtan. 44. p.181-202. 107.

Makó,

A.,

1995b.

Szerves

folyadékokkal

telített

talajok

hidraulikus

vezetőképessége. II. A becslés lehetőségei. Agrokémia és Talajtan. 44. p.203-220. 108.

Makó, A., 1995c, A talaj szilárd fázisa és a szerves folyadékok kölcsönhatásai.

Kandidátusi értekezés. Keszthely 109.

Makó, A., és Marczali, Zs., 1999a. Összehasonlító talajfizikai vizsgálatok vízzel és

kerozinnal különböző talajtípusokon. 4. Veszprémi Környezetvédelmi Konferencia és Kiállítás. 1999. május 30 – június 1. 110.

Makó, A., és Marczali, Zs., 1999b. A talajok szerves folyadékokra vonatkozó

folyadékvisszatartó

képességének

laboratóriumi

mérése.

XIII.

Országos

Környezetvédelmi Konferencia és Szakkiállítás. Siófok. 1999. szeptember 14-16. 111.

Makó, A., Máté, F. Tóth, M., László, K. és Németh, T., 2002. A különböző

szabványos módszerek szerint mért agyagtartalom és néhány egyéb talajfizikai paraméter összefüggéseinek vizsgálata. XVI. Országos Környeztvédelmi Konferencia és Szakkiállítás. Siófok. 2002. szeptember 11-13. 112.

Marczali,

Zs.,

1999.

A

szerves

folyadékokkal

szennyezett

talajok

folyadékkapacitásának mérési és becslési lehetőségei. Szakdolgozat. Keszthely. 113.

Marshall, T. J. és Holmes, J. W., 1979. Soil physics. Cambridge University Press.

Cambridge. 114.

Massmann, J., Shock, S. és Johannesen, I., 2000. Uncertainities in cleanup times for

soil vapor extraction. Water Resources Research. 36. p. 679 – 692. 115.

Mercer, J. W., és R. M. Cohen, 1990. A review of immiscible fluids in the

subsurface: Properties, models, characterization, and remediation, Journal of Contaminant Hydrology. 6. p. 107-163. 116.

Miller, C. T., Poirier-McNeill, M. M. és Mayer, A. S., 1990. Dissolution of Trapped

Nonaqueous Phase Liquids: Mass Transfer Characteristics, Water Resources Research, 26. p. 2783–2796. 117.

Miller C. D., Durnford D. S. és Fowler A. B., 2004. Equilibrium nonaqueous

phase liquid pool geometry in coarse soils with discrete textural interfaces. Journal of Contaminant Hydrology. 71. p. 239-260 118.

Minnich, M., 1993. Behavior and determination of volatile organic compounds in

soil: a literature review. EPA 600/R-93/140. EPA. Las Vegas. 119.

Mitchell, J.K., 1976. Fundamentals of soil behavior. Wiley és Sons. New York. 124

120.

Mualem, Y., 1976. A new model for predicting the hydraulic conductivity of

unsaturated porous media. Water Resources Researc. 12. p. 513-522. 121.

Mull, R., 1971. Migration of oil products in the subsoil with regard to groundwater

pollution by oil. Advances in Water Pollution Research. Pergamon, New York. 2HA7a. p. 1-8. 122.

Mull, R., 1978. Calculations and experimental investigations of the migration of

hydrocarbons in natural soils. International Symposium on Groundwater Pollution by Oil Hydrocarbons. Int. Assoc. Of Hydrogeol. June 5-9. Prague. 123.

Munson, B. R., Young, D. F. és Okiishi, T. H., 1990. Fundamentals of fluid

mechanics. John Wiley és Fia Kiadó, Torontó. 124.

Nielsen, D.R. és Shaw, R.H., 1958. Estimation of the 15-atmosphere moisture

percentage from hydrometer data. Soil Science. 86. p. 103–105. 125.

Nielsen, D. R., van Genuchten, M.T. H. és Biggar, J. W., 1986. Water flow and

solute transport processes in the unsaturated zone. Water Resources Research. 22. p. 89-108. 126.

Niemi, A., 2005. Spreading of multiphase pollutants in heterogeneous subsurface

environments. Finel report. Department of Earth Sciences, Air and water sciences, Uppsala University, Villavägen. 127.

O'Carroll, D. M., Phelan, T. J. és Abriola, L. M., 2005. Exploring dynamic effects

in capillary pressure in multistep outflow experiments, Water Resources Resarch. 41. 128.

Olsen, H., 1962. Hydraulic flow through saturated clays. Clay and Clay Minerals.

11. p.131-161. 129.

Oostrom M., Hofstee, C., Lenhard, R. J. és Wietsma, T. W., 2003. Flow Behavior

and Residual Saturation Formation of Liquid Carbon Tetrachloride in Unsaturated Heterogeneous Porous Media. Journal of Contaminant Hydrology. 64. p. 93-112. 130.

Ortiz, E., Kraatz, M. és Luthy, R.G., 1999. Organic phase resistance to dissolution

of polycyclic aromatic hydrocarbon compounds. Environmental Science and Technology. 33. p. 235–242. 131.

Osborne, M. és Sykes, J., 1986. Numerical modelling of immiscible organic

transport at the Hyde park landfill. Water Resources Research. 22. p. 25-33. 132.

Panday, S. és Corapcioglu, M. Y., 1994. Theory of phase separat multicomponent

contaminant transport in frozen soil. Journal of Contaminant Hydrology. 16. p. 235 – 269.

125

133.

Parker, J.C., Lenhard, R. J. és Kuppusamy, T., 1987. A parametric model for

constitutive properties governing multiphase flow in porous media. Water Resources Research. 23. p. 618-624. 134.

Peaceman, D. W., 1977. Fundamentals of numerical reservoir simulation. Elsevier.

New-York. p. 167. 135.

Pécsi, M., 1979. Rövid összefoglaló értékelés a paksi löszfeltárások újabb kutatási

eredményeiről. Földrajzi Közlemények. p.292-300. 136.

Pope, G. A., Sepehrnoori, K., Sharma, M. M., McKinney, D. C., Speitel, G. E. és

Jackson, R. E., 1999. Three-dimensional NAPL fate and transport model. U. S. Environmental Protection Agency. 137.

Poulsen, T. G., Moldrup, P., Thorbjorn, A., Schjonning, P., Massmann , J. W. és

Hansen, J. A., 1998. Gas permeability and diffusivity in undisturbed soil: Soil vapor extraction implications. ASCE J. Journal of Environmental Engineering. 124. p. 979 – 986. 138.

Poulsen, T. G., Moldrup, P., Thorbjorn, A. és Schjonning, P., 2007. Predicting air

permeability in undisturbed, subsurfance sandy soils from air-filled porosity. Journal of Environmental Engineering. p. 995-1001. 139.

Powers, S. E., Loureiro, C. O., Abriola, L. M. és Weber, W. J. Jr., 1991. Theoretical

study of the significance of nonequilibrium dissolution of nonaqueous phase liquids in subsurface system. Water Resources Research. 27. p. 463 – 477. 140.

Powers, S. E., Abriola, L. M. és Weber, W. J. Jr., 1992. An experimental

investigation of nonaqueous phase liquid dissolution in saturated systems: steady state mass transfer rates. Water Resources Research. 28. p. 2691-2705. 141.

Puckett, W. E., Dane, J. H. és Hajek, B. F., 1985. Physical and mineralogical data

to determine soil hydraulic properties. Soil Science Society of America Journal. 49. p. 831–836. 142.

Rajkai, K., Várallyay Gy. 1981. A pF- görbe számítása a talaj térfogatsúlya és

mechanikai összetétele alapján. Mezőg. Vízgazd. Kut. Magyarország. 143.

Rajkai, K., 1983. Talajfizikai tulajdonságok ökológiai célú meghatározása és

alkalmazása. Kandidátusi értekezés. Budapest (kézirat). 144.

Rajkai, K., 1984. A talaj kapilláris vezetőképességének számítása a pF-görbe

alapján. Agrokémia és Talajtan. 33. p. 50-60. 145.

Rajkai, K., 1987. Modellek kidolgozása talajok hidrodinamikai tulajdonságainak

számítására rutin talajtulajdonságek alapján. MTA TAKI Budapest. (kézirat) 126

146.

Rajkai, K., 1988. A talaj víztartóképessége és különbözõ talajtulajdonságok

összefüggésének vizsgálata. Agrokémia és Talajtan 36. p. 15-28. 147.

Rajkai, K., 1993. A talajnedvesség energiaállapotának meghatározása. In: Búzás, I.

(ed.) Talaj- és agrokémiai vizsgálati módszerkönyv. 1. A talaj fizikai, vízgazdálkodási és ásványtani vizsgálata. INDA Kiadó. Budapest. p.143-161. 148.

Rajkai, K., 2004. A víz mennyisége, eloszlása és áramlása a talajban. MTA TAKI.

149.

Rajkai, K. és Kabos, S., 1999. A talaj víztartó képesség függvényének [pF-görbe]

talajtulajdonságok alapján történő becslésének továbbfejlesztése. Agrokémia és Talajtan. 48. p.15-34. 150.

Rajkai, K., Kabos, S. és Jansson, P. E., 1999. Improving prediction accuracy of soil

water retention with concomitant variable. En M. Th. Van Genuchten, F. J. Leij, L. Wu (Eds) Characterization and measurement of the hydraulic properties of unsaturated porous media. USDA. University of California. Riverside. p. 999 – 1004. 151.

Rawls, W.J. és Brakensiek, D.L., 1989. Estimation of soil water retention and

hydraulic properties. In: S. Morel, Editor, Unsatured Flow in Hydrologic Modeling. Theory and Pratice, Kluwer academic publishers. p. 275–300 152.

Reible, D. D., Illangasekare, T. H., Doshi, D. V. és Malhiet, M. E., 1990.

Infiltration of immiscible contaminants in the unsaturated zone. Groundwater. 28. p. 688 – 692. 153.

Roseberg R. J. és McCoy E. L., 1990. Measurement of soil macropore air

permeability. Soil Science Society of America Journal. 54. p. 969–974. 154.

Rubin, H., Narkis, N. és Carberry, J., 1998. Soil and aquifer pollution non-aqueos

phase liquids – contamination and reclamation. Springer kiadó. 155.

Sakaki, T. és Illangasekare, T., 2006. Temp-cell based static capillary pressure-

saturation relationships for sands: Conventional averaging method vs. point measurement. AGU Hydrology Days. 156.

Saxton, K. E., Rawls, W. J., Romberger, J. S. és Papendick, R. I., 1986 Estimating

generalized soil–water characteristics from texture. Soil Science Society of America Journal. 50. p. 1031–1036. 157.

Schaap, M. G., Leij F. J. és van Genuchten. M. Th., 1999. A bootstrap neural-

network approach to predict soil hydraulic parameters. In: van Genuchten, M.Th., F.J. Leij, and L. Wu (Eds.), Proceedings of the International Workshop on Characterization and Measurements of the Hydraulic Properties of Unsaturated Porous Media, University of California, Riverside, CA. p. 1237–1250. 127

158.

Schwille, F., 1981. Groundwater pollution in porous media by fluids immiscible

with water. The Science of the Total Environment. 21. p.173-185. 159.

Schwille, F., 1984. Migration of organic fluids immiscible with water in the

unsaturated zone. In Pollutants in Porous Media, edited by B. Yaron, G. Dagan and J. Goldschmid. Springer-Verlag, New York. 160.

Simonffy, Z., 1997. Kármentesítési kézikönyv 1. Szennyeződésterjedési modellek

alkalmazása. Környezetvédelmi és Vízügyi Minisztérium kiadványa. 161.

Sleep, B. E. és Sykes, J. F., 1993. Compositional simulation of. groundwater

contamination by organic compounds 1. Model. development and verification, Water Resource Research. 29. p.1697-1708. 162.

Sleep, B. E. és Ma, Y. F., 1997. Thermal variation of organic fluid properties and

impact on thermal remediation feasibility. Journal of Soil Contamination. 6. p. 281 – 306. 163.

Su, C., és Brooks, R.H., 1975. Soil hydraulic properties from infiltration tests.

Watershed Management Proceedings. p. 516–542. 164.

Szabó, I., 1991. Szennyező anyagok hatása az agyagok vízzáróságára. Miskolci

Egyetem Hidrogeológiai-Mérnökgeológiai Tanszék. Kézirat 165.

Szabó, I., 1999. Hulladékelhelyezés. Miskolci Egyetemi Kiadó.

166.

Tavenas, F., Leblond, P., Jean, P. és Leroueil, S., 1983. The permeability of natural

soft clays. Part I. Methods of laboratory measurement. Canadian Geotechnical Journal. 20. p.629-644. 167.

Telekes, G., 1997. A környezeti hatásvizsgálatok módszerei. European Commision

TEMPUS Structural Joint European Project SJEP - 09015/95 kiadványa. p. 11-19. 168.

Testa, S. M. és Winegardner, D. L., 1991. Restoration of petroleum-contaminated

aquifers. Lewis Publishers. Chelsea, Michigan. 169.

Trzecki, S., 1974. Determination of water capacity of soils on the their mechanical

composition. Roczniki Gleboznawce. 25. p. 33-44. 170.

Tuli, A. és Hopmans, J. W., 2004. Effect of degree of fluid saturation on transport

coefficients in disturbed soils. Eur. Journal of Soil Science. 55. p. 147-164. 171.

Tuli, A., Hopmans, J. W., Roltson, D. E. és Moldrup, P., 2005. Comparison of air

and water permeability between disturbed and undisturbed soils. Soil Science Society of America Journal 69. p. 1361-1371. 172.

U.S. EPA. 1995a. Surfactant Injection for Ground-Water Remediation: State

Regulators' Perspectives and Experiences. 128

173.

U.S. EPA. 1995b. In Situ Remediation Technology Status Report: Surfactant-

Enhancements, Office of Solid Waste and Emergency Response (5102W), EPA 542-K94-003. 174.

U.S. EPA. 1996. State Policies Concerning the Use of Injectants for In-Situ

Ground-Water Remediation. 175.

van Dam, J., 1967. The migration of hydrocarbons in water – bearing stratum. In:

The Joint Problems of the Oil and Water Industries. Proceedings of a Symposium. Ed. By P. Hepple. Institute of Petroleum. London. p. 55-88. 176.

van Genuchten, M. T., 1980. A closed-form equation for predicting the hydraulic

conductivity of unsaturated soils. Soil Science Society of America Journal. 44. p. 892898. 177.

Várallyay, Gy., 1974. Háromfázisú talajrétegekben végbemenő vízmozgás

tanulmányozása. Agrokémia és Talajtan. 23. p. 261-296. 178.

Várallyay, Gy., 1973a. Berendezés bolygatatlan szerkezetű

talajoszlopok

hidraulikus vezetőképességének meghatározására. Agrokémia és Talajtan. 22. p.23-36. 179.

Várallyay, Gy., 1973b. A talaj nedvességpotenciálja és új berendezés annak

meghatározására az alacsony (atmoszféra alatti) tenziótartományban. Agrokémia és Talajtan. 22. p.1-21. 180.

Várallyay, Gy., Rajkai, K., Pacsepszkij, J. A. és Mironenko, E. V., 1979. A pF-

görbék matematikai leírása. Agrokémia és Talajtan. 28. p.15-38. 181.

Várallyay, Gy., 1993., A fizikai talajféleség meghatározása. In: Búzás, I. (ed.)

Talaj- és agrokémiai vizsgálati módszerkönyv. 1. A talaj fizikai, vízgazdálkodási és ásványtani vizsgálata. INDA 4231 Kiadó. Budapest. p.45-57. 182.

Verschueren, K. 1983. Handbook of Environmental Data on Organic Chemicals,

Second Edition, Van Nostrand Reinhold. 183.

Vér, F., 1982. A talajszerkezet vizsgálatának és javításának fontossága

növénytermelési szempontból. A Keszthelyi Agrártudományi Egyetem, a Somogy megyei Tanács és az egyetem Termelésfejlesztési Intézetének közös kiadványa. Keszthely. 184.

Visser, W. C., 1969. The relation between lithological properties and the shape of

the desorption curve. In: Water in the unsatured zone. Symp. UNESCO/IAHS. Paris. p. 305-311.

129

185.

Waddill D. W. és Parker J. C., 1997. Recovery of light, non-aqueous phase liquid

from porous media:laboratory experiments and model validation. Journal of Contaminant Hydrology. 27. p. 127-155. 186.

Waterloo Centre For Ground Water Research, 1989. University of Waterloo Short

Course, “Dense Immiscible Phase Liquid Contaminants in Porous and Fractured Media”, Kitchner, Ontario, Canada, Nov. 6-9, 1989. 187.

Weaver, J. W., 1991. Approximate multiphase flow modeling by characteristic

methods. U. S. EPA, EPA/600/2-91/015 jelentés. 188.

Weaver, J.W., Charbeneau, R.J., Tauxe, J.D., Lien, B.K. és Provost, J.B., 1994a.

The hydrocarbon spill screening model (HSSM). 1. US EPA. EPA/600/R-94/039a. 189.

Weaver, J. W., Charbeneau, R. J. és Lien, B. K., 1994b. A screening model for

nonaqueous phase liquid transport int he vadose zone using Green.Ampt and kinetic wave theory. Water Resources Research. 30. p. 93 – 105. 190.

Weber, J. B. és Miller, C. T., 1989. Organic chemical movement over and through

soil. In: Reactions and Movement of Organic Chemicals in Soils. SSSA Special Publication. 22. p.305-334. 191.

White, M. D., Oostrom, M., Lenhard, R. J., 1995. Modeling fluid flow and transport

in variably saturated porous media with the STOMP simulator: 1. Nonvolatile threephase model description. Adv. Water Resource. 18. p. 353-364. 192.

Whittaker, J., Grathwohl, P., Teutsch, G. és Sudicky, E., 1998. Numerical

simulations of the flow and transport of dense non aqueous phase liquids (DNAPLs) in naturelly heterogeneous porous media. Groundwater Quality: Remediation and Protection, IAHS Publication. p. 190 .193. 193.

Wilson, J. L., Conrad, S.H., Mason, W. R., Peplinski, W. és Hagan, E., 1990.

Laboratory investigation of residual liquid organics from spills, leaks and the disposal of hazardous wastes in groundwater. EPA/600/6–90/004. USEPA, Washington, DC. 194.

Willson, C.S., Pau, O., Pedit, J.A. és Miller, C.T., 2000. Mass transfer rate

limitation effects on partitioning tracer tests. Journal of Contaminant Hydrology. 45. p. 49–97. 195.

Wipfler E. L., Ness M., Breedveld G. D., Marsman A. és van der Zee, S. E. A. T. M.,

2004. Infiltration and redistribution of LNAPL into unsaturated layered porous media. Journal of Contaminant Hydrology. 71. p. 47-66. 196.

Wösten, J. H. M, Lilly, A., Nemes, A. és Le Bas. C., 1999. Development and use of a

database of hydraulic properties of European soils. Geoderma. 90. p. 169–185. 130

197.

Yong, R. N., Mohamed, A. M. O. és Warkentin, B. P., 1992. Principles of

contaminant transport in soils. Elsevier. Amsterdam.

131

7.

TÉZISEK

A talajok szerves folyadékvisszatartó- és folyadékvezető-képességének megismerésére irányuló kutatásaim alapján a legfontosabbnak ítélt eredményeim a következők: 1. Új folyadékvisszatartás mérési módszert fejlesztettünk ki, mellyel mind eredeti szerkezetű, mind pedig mesterséges talajmintákon lehetővé vált a talajok szerves folyadékvisszatartásának

mérése

különböző,

szabályozott

nyomású

és

hőmérsékletű térben. Az új mérési módszer lehetővé tette sorozatvizsgálatok elvégzését is. Az eredeti szerkezetű minták szerves folyadékvezető-képesség méréséhez új előkészítési technikát (előszárított minták műgyantás bevonása) alkalmaztunk. 2. A talaj szerves folyadékvisszatartását becslő egyenleteket parametrizáltam, úgynevezett pedotranszfer függvényeket alkottam meg az egyszerűen mérhető talajtulajdonságokból (térfogattömeg, agyag-, por-, homoktartalom, humusz- és mésztartalom) lineáris regresszió-analízis alkalmazásával. 3. A szerves folyadékvisszatartást becslő pedotranszfer függvények becslési megbízhatóságát növeltem azáltal, hogy a függvényekbe független változóként beillesztettem - az egyszerűen mérhető talajtulajdonságok mellett - a talaj mechanikai és aggregátum összetételét egy-egy értékkel jellemző átlagos geometriai átmérőket (GMD(mech) és GMD(aggr)). 4. Hazánkban először használtam az „extrakciós izoterma” elnevezést a jól definiált hőmérsékleten porózus kerámialapos extraktorokkal meghatározott nyomás telítettség görbék összehasonlítására az általam vizsgált szerves folyadékok esetében. Kimutattam, hogy a hőmérséklet emelkedésével csökken a talajok szerves folyadék-visszatartása, továbbá a magasabb nyomáson és hőmérsékleten általában csökken a talajtulajdonságok szerves folyadék-visszatartást befolyásoló szerepe. 5. A vizsgált talajok esetében a szerves folyadékvezetést becslő egyenleteket parametrizáltam, úgynevezett pedotranszfer függvényeket alkottam meg az egyszerűen mérhető talajtulajdonságok bevonásával (térfogattömeg, agyag-, por-, 132

homok-, humusz-, mésztartalom és légáteresztő képesség) lineáris regresszióanalízis alkalmazásával. 6. A mesterséges talajmintákon több folyadékfázis egyidejű jelenlétében végzett kísérletek rávilágítottak a talajok szerves folyadékra és a vízre vonatkozó relatív áteresztőképességbeli különbségeire. Megállapítottam, hogy a talajok relatív áteresztőképessége függ a telítés sorrendjétől, a telítő folyadékok által a talajban okozott folyadék fázis – szilárd fázis kölcsönhatásoktól, valamint a folyadékok között fellépő fáziskölcsönhatásoktól. 7. Vizsgálataimmal rámutattam arra, hogy a transzportmodellezésében a folyadék visszatartás meghatározásásra használt Leverett-féle és a folyadékvezetést leíró Kozeny-Carman féle becsléshez képest a mért értékeket jobban közelítő eredmények kaphatók a pedotranszfer függvények alkalmazása révén. A pontosabb becslő egyenletek szénhidrogén terjedési modellekbe való építése révén növelhető a modellezés pontossága is.

133

THESES On the base of experiments I have carried out to learn about organic fluid retention and conductivity of soils, results I see as most important ones are as follows: 1. I developed a new method to measure organic fluid retention, which made it possible to measure organic fluid retention of soils in different spaces under controlled pressure and temperature on both originally structured and artificial soil samples as well. The new measuring method made it possible to carry out serial tests as well. New preparation technique (coating of predried samples with artificial resin) has been applied to gauge organic fluid retention of originally structured samples. 2. I have parameterised equations estimating organic fluid retention of soils. I have created so called pedotransfer functions using simply measurable soil characteristics (bulk density, clay-, silt-, sand-, humus and lime content) by applying linear regression analysis. 3. Estimation reliability of pedotransfer functions estimating organic fluid retention has been increased through inserting – as an independent variable along the simply measurable soil characteristics- overall geometric diameters characterising mechanic and aggregate compound of soils by one value (GMD(mech) and GMD(aggr)). 4. First time in Hungary, I have used the expression „extraction isotherm” to compare pressure – saturation diagrams determined by porous ceramic plate extractors on a welldefined temperature, in the case of organic fluids I have examined. I have pointed out that as temperature increases, organic fluid retention of soils decreases, and furthermore function of soil characteristics influencing organic fluid retention decreases at higher pressure and temperature. 5. In the case of the examined soils I have parameterised equations estimating organic fluid conductivity, I have created so-called pedotransfer functions by involving simply measurable soil characteristics (bulk density, clay-, silt-, sand-, humus and lime content), applying linear regression analysis.

134

6. Experiments carried out on the artificial soil samples in simultaneous presence of several fluid-phases, pointed out differences in relative permeability of soils regarding organic fluid and water. I have appointed that relative permeability of soils depends on the sequence of saturation, interactions caused by saturating fluids in soil between liquid and solid phases, furthermore depends on phases-interactions between fluids. 7. Through my experiments I have pointed out the fact that by applying pedotransfer functions better approximation to measured values can be achieved, compared to results from estimations used to determine fliud retention originated from Leverett and fluid conductivity originated from Kozeny-Carman in transport modelling. Accuracy of modelling can be increased by including more accurate estimation equations in spreading models of hydrocarbon.

135

8.

KÖSZÖNETNYILVÁNÍTÁS

Ezúton szeretném kifejezni köszönetemet mindenkinek, akik a munkám során segítségemre voltak. Szeretnék köszönetet mondani témavezetőmnek, Dr. Makó András egyetemi docensnek kutatómunkám irányításáért és a disszertációm elkészítésében nyújtott segítségéért. Köszönettel tartozom a Pannon Egyetem Georgikon Mezőgazdaságtudományi Kar Növénytermesztéstani- és Talajtani tanszék dolgozóinak (Bottka Lászlóné Hernádi Hildának, Borbély Jenőnének és Nemes Ágnesnek) és Dunai Attilának a mérések kivitelezésében nyújtott segítségükért. Hálásan köszönöm munkahelyem, a Szent István Egyetem Ybl Miklós Építéstudományi Kar Közmű és Mélyépítés Tanszék vezetőjének, Dr. Telekes Gábornak, hogy lehetővé tette számomra a doktori értekezésem elkészítését. Külön köszönettel tartozom kollégáimnak, akik mind szakmailag, mind bátorító szavakkal segítették munkámat. Végül, de nem utolsó sorban szeretnék köszönetet mondani családomnak és barátaimnak önzetlen segítségükért és támogatásukért.

136

9.

TÁBLÁZATOK JEGYZÉKE:

1. táblázat

Szénhidrogén vegyületek aránya a kőolajban

2. táblázat

A víz és néhány NAPL dinamikai viszkozitása különböző hőmérsékleteken

3. táblázat

A

víz

és

néhány

NAPL

kinematikai

viszkozitása

különböző

hőmérsékleteken 4. táblázat

Szénhidrogének desztillált vízben való oldhatósága 25 oC-on

5. táblázat

NAPL-ek desztillált vízben való oldhatósága

6. táblázat

A desztillált víz tulajdonságai

7. táblázat

A DUNASOL 180/220 tulajdonságai

8. táblázat

A talajminták szerves folyadékvisszatartás-becslő egyenletei

9. táblázat

A

hidraulikus

vezetőképesség

(vízvezető-képesség)

kapcsolata

a

talajtulajdonságokkal [eredeti szerkezetű talajoszlopok] 10. táblázat

A szerves folyadék vezető-képesség kapcsolata a talajtulajdonságokkal [eredeti szerkezetű talajoszlopok]

11. táblázat

A

hidraulikus

vezetőképesség

(vízvezető-képesség)

kapcsolata

a

talajtulajdonságokkal [mesterséges talajoszlopok] 12. táblázat

A szerves folyadék vezető-képesség kapcsolata a talajtulajdonságokkal [mesterséges talajoszlopok]

13. táblázat

A légáteresztő képesség becslésének lehetősége a talajtulajdonságok alapján 

14. táblázat

A szerves folyadékvezető-képesség regressziós egyenlete

137

10.

ÁBRÁK JEGYZÉKE:

1. ábra

Illeszkedési szög alakulása különböző közegek (szilárd, folyékony és gáz) találkozása esetében

2. ábra

A folyadékvisszatartó-képesség méréséhez kialakított mérőrendszer (a porózus kerámialapos nyomás-telítettség mérés berendezése)

3. ábra

A folyadék visszatartás mérése során alkalmazott új mérőberendezés

4. ábra

A folyadékvezető-képesség méréséhez használt mérési elrendezés és az eredeti szerkezetű (műgyanta borítású) nagyméretű talajoszlopok

5. ábra

Légáteresztő képesség mérő berendezés

6. ábra

A mesterséges talajminták mérésére használt mérőcella vázlatos rajza a mérendő mintával

7. ábra

A Leverett-féle módszerrel becsült értékek a mért térfogatszázalékos szerves folyadéktartalom függvényében

8. ábra

A talajtulajdonságokból becsült térfogatszázalékos szerves folyadékvisszatartás a mért értékek függvényében

9. ábra

A székesfehérvári talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 45. jelű talajminta aggregátum frakcióinak összetétele

10. ábra

A keszthelyi talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 26. jelű talajminta aggregátum frakcióinak összetétele

11. ábra

A magyarszombatfai talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 33. jelű talajminta aggregátum frakcióinak összetétele

12. ábra

A lovasberényi talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 30. jelű talajminta aggregátum frakcióinak összetétele

13. ábra

A 45. jelű talajminta aggregátum frakcióinak mechanikai összetétele

14. ábra

A 26. jelű talajminta aggregátum frakcióinak mechanikai összetétele

15. ábra

A 33. jelű talajminta aggregátum frakcióinak mechanikai összetétele

16. ábra

A 30. jelű talajminta aggregátum frakcióinak mechanikai összetétele

17. ábra

A székesfehérvári talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 45. jelű talajminta aggregátum frakciói

GMD(mech) és GMD(aggr)

értékeinek

összehasonlítása 18. ábra

A keszthelyi talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 26. jelű talajminta aggregátum frakciói GMD(mech) és GMD(aggr) értékeinek összehasonlítása

19. ábra

A magyarszombatfai talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 33. jelű

138

talajminta aggregátum frakciói

GMD(mech) és GMD(aggr)

értékeinek

összehasonlítása 20. ábra

A lovasberényi talajszelvény

„A” genetikai szintjéből származó 30. jelű

talajminta aggregátum frakciói

GMD(mech) és GMD(aggr)

értékeinek

összehasonlítása 21. ábra

A székesfehérvári talajszelvény legfelső, „A” genetikai szintjéből származó talajminta (45. jelű minta) aggregátum frakcióinak mésztartalma

22. ábra

A lovasberényi talajszelvény legfelső, „A” genetikai szintjéből származó talajminta (45. jelű minta) aggregátum frakcióinak mésztartalma

23. ábra

A székesfehérvári talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 45. jelű talajminta aggregátum frakcióinak humusztartalma

24. ábra

A keszthelyi talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 26. jelű talajminta aggregátum frakcióinak humusztartalma

25. ábra

A magyarszombatfai talajszelvény „A” genetikai szintjéből származó 33. jelű talajminta aggregátum frakcióinak humusztartalma

26. ábra

A lovasberényi talajszelvény

„A” genetikai szintjéből származó 30. jelű

talajminta aggregátum frakcióinak humusztartalma 27. ábra

A frakciók Leverett-féle módszerrel becsült térfogatszázalékos szerves folyadékvisszatartása a mért térfogatszázalékos szerves folyadéktartalom függvényében

28. ábra

A

talajtulajdonságokból

visszatartása

a

mért

becsült

térfogatszázalékos

térfogatszázalékos

szerves

szerves

folyadék-

folyadékvisszatartás

függvényében 29. ábra

A 26. és 44. jelű talajmintákból készített mesterséges talajoszlopok különböző hőmérsékleteken mért nyomás - szerves folyadéktelítettség (P-S) görbéi

30. ábra

A 45. , 37. , 38. , 40. talajoszlopok

különböző

és 41. jelű talajmintákból készített mesterséges hőmérsékleteken

mért

nyomás

-

szerves

folyadéktelítettség (P-S) görbéi 31. ábra

A visszatartott térfogatszázalékos szerves folyadéktartalmak aránya 20 és 40 oC, illetve a 20 és 60 oC - on

32. ábra

Az eredeti szerkezetű talajminták folyadékvezető-képessége (1-22. minta)

33. ábra

Az eredeti szerkezetű talajminták folyadékvezető-képessége (26-36. minta)

34. ábra

A mesterséges talajoszlopok folyadékvezető-képessége (26-50. minta)

139

35. ábra

A mesterséges talajoszlopok folyadékvezető-képessége (37-41. minta)

36. ábra

Az

eredeti

szerkezetű

és

a

mesterséges

talajminták

hidraulikus

vezetőképességének összehasonlítása (26-36. minta) 37. ábra

Az eredeti szerkezetű és a mesterséges talajminták szerves folyadékvezetőképességének összehasonlítása (26-36. minta)

38. ábra

A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata I. Előzőleg szerves folyadékkal telített minta desztillált vízzel mért relatív áteresztőképessége [26. jelű (keszthelyi) mesterséges talajoszlop]

39. ábra

A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata I. Előzőleg szerves folyadékkal telített minta desztillált vízzel mért relatív áteresztőképessége [35. jelű (magyarszombatfai) mesterséges talajoszlop]

40. ábra

A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata I. Előzőleg szerves folyadékkal telített minta desztillált vízzel mért relatív áteresztőképessége [47. jelű (székesfehérvári) mesterséges talajoszlop]

41. ábra

A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata I. Előzőleg szerves folyadékkal telített minta desztillált vízzel mért relatív áteresztőképessége [50. jelű (lovasberényi) mesterséges talajoszlop]

42. ábra

A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata II. Előzőleg desztillált vízzel telített minta szerves folyadékkal mért relatív áteresztőképessége [26. jelű (keszthelyi) mesterséges talajoszlop]

43. ábra

A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata II. Előzőleg desztillált vízzel telített minta szerves folyadékkal mért relatív áteresztőképessége [35. jelű (magyarszombatfai) mesterséges talajoszlop]

44. ábra

A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata II. Előzőleg desztillált vízzel telített minta szerves folyadékkal mért relatív áteresztőképessége [47. jelű (székesfehérvári) mesterséges talajoszlop]

45. ábra

A több folyadékfázisú áramlás vizsgálata II. Előzőleg desztillált vízzel telített minta szerves folyadékkal mért relatív áteresztőképessége [50. jelű (lovasberényi) mesterséges talajoszlop]

46. ábra

A mért légáteresztő- és folyadékvezető-képesség értékek  

47. ábra

A mért és lineáris regresszióval becsült szerves folyadékvezetés

48. ábra

A mért és a Kozeny-Carman egyenlettel becsült szerves folyadékvezetés

140

11.

MELLÉKLETEK JEGYZÉKE:

1. melléklet

A folyadékvezető- és visszatartó-képesség, valamint légáteresztő-képesség vizsgálatokba vont talajminták jellemzése (A mechanikai összetétel meghatározása MSZ szerint történt)

2. melléklet

A folyadékvezető- és visszatartó-képesség, valamint légáteresztő-képesség vizsgálatokba vont talajminták jellemzése (A mechanikai összetétel meghatározása FAO szerint történt)

3. melléklet

A talajmintákon végzett vizsgálatok összefoglalása (E: eredeti szerkezetű minták/minta mérete cm3-ben; M: mesterséges talajoszlopok/ minta mérete cm3-ben)

4. melléklet

A talajminták mért vízvisszatartása különböző nyomásokon (térfogat%)

5. melléklet

A talajminták mért szerves folyadékvisszatartása különböző nyomásokon (térfogat%)

6. melléklet

Az eltérő folyadékpárok különböző határfelületi feszültség értékei és a folyadékok

fajlagos

tömege

(sűrűsége)

alapján

becsült

szerves

folyadékvisszatartás (térfogat%) 7. melléklet

Nyomás - folyadéktartalom görbék

8. melléklet

A szerves folyadéktartalom és az egyes talajtulajdonságok között fennálló kapcsolat vizsgálatára irányuló regresszió analízis eredményei

9. melléklet

A szerves folyadéktelítettség és az egyes talajtulajdonságok között fennálló kapcsolat vizsgálatára irányuló regresszió analízis eredményei

10. melléklet

A talajminták szerves folyadék visszatartó képességének lineáris becslése a FAO szabvány szerinti mechanikai összetétel vizsgálatok eredményeit felhasználva

11. melléklet

A különböző frakciók aggregátum-összetétele

12. melléklet

A különböző frakciók mechanikai-összetétele (FAO szerint mérve)

13. melléklet

A frakciók mész- és humuszatartalma

14. melléklet

A vizsgált talajminták vízvisszatartása (térfogat %) különböző nyomáson

15. melléklet

A talajminták szerves folyadékvisszatartása különböző nyomáson (térfogat %, A,B,C,D, a,b,c és d a Duncan teszt eredményeit jelölik)

16. melléklet

A különböző frakciók szerves folyadékvisszatartó képesség görbéje

17. melléklet

A talajminták mért átlagos szerves folyadékvisszatartása különböző

141

nyomásokon és hőmérsékleten (térfogat%) 18. melléklet

A lineáris regresszióanalízis vizsgálati eredményei

19. melléklet

Az eredeti szerkezetű talajminták átlagos folyadék vezetőképessége (lg[m/s])

20. melléklet

A mesterséges talajoszlopok átlagos folyadék vezetőképessége (lg[m/s])

21. melléklet

A több folyadékfázisú áramlás vizsgálatára végzett áteresztőképesség mérések eredményei

22. melléklet

A légáteresztő-, hidraulikus vezető- és szerves folyadékvezető-képesség mérések eredményei

142

12.

MELLÉKLETEK

143