Agronomia Generale
Fisica del terreno
Relazioni acqua-terreno
(idrostatica)
Marco Bittelli
Dipartimento di Scienze e Tecnologie Agro-ambientali (DiSTA)
Universita’ di Bologna
Variabili necessarie per definire lo stato
dell’acqua nel terreno
Contenuto idrico
Quantità
Estensiva
e
Misure correlate
volume
e
contenuto di calore
e
carica
e
Potenziale idrico
Qualità
Intensiva
pressione
temperatura
voltaggio
Potenziale dell’acqua
Energia necessaria, per unità di peso o volume di acqua, per trasportare
una quantità infinitesima di acqua pura da un livello di riferimento ad un
altro.
Il potenziale dell’acqua determina:
• La direzione e il tasso di flusso idrico nel continuum suolo-piantaatmosfera
• L’acqua disponibile per la pianta
• L’attività microbica quindi la decomposizione della sostanza
organica
• La germinazione dei semi
• La nutrizione delle piante
Potenziale dell’acqua
z
Energia per unità di massa o volume
z
Proprietà differenziale
z
Deve essere specificato un sistema di riferimento (acqua pura,
temperatura, livello piezometrico) da definire come punto a
potenziale zero
z
Abbassando il potenziale si abbassa la pressione di vapore e il
punto di congelamento dell’acqua.
Potenziale dell’acqua è influenzato da:
z
z
z
z
z
Pressione dell’acqua (idrostatica o pneumatica)
Concentrazione dei soluti nella soluzione
Legami dell’acqua con le superfici
Interfaccie tra acqua e aria
Posizione dell’acqua nel campo gravitazionale
Potenziale totale
ψ = ψp + ψo + ψm+ ψg
p
pressione - idrostatica o pneumatica
o
osmotica
m
matriciale (capillari, adsorbimento)
g
gravitazionale - posizione nello spazio
soluti
Potenziale gravitazionale
ψg= -z g
E’ determinato dall’altezza della massa d’acqua considerata rispetto ad un piano
di riferimento, moltiplicata per l’accelerazione gravitazionale.
Il piano di riferimento è generalmente la superficie del terreno, oppure la tavola d’acqua.
E’ preferibile usare la superficie del terreno, in quanto la posizione della tavola
d’acqua può cambiare.
Potenziale matriciale
z
z
z
Determinato dalle forze matriciali
che trattengono l’acqua nella
matrice del suolo.
Le forze sono riconducibili ai
fenomeni di capillarità e
adsorbimento.
La curva di ritenzione idrica mette
in relazione il potenziale
matriciale e il contenuto idrico.
Potenziale osmotico
z
Un agricoltore applica 300 kg di
NH4NO3 ad un ettaro di terreno
(10000 m2). Grazie ad una leggera
pioggia, il concime si ridistribuisce
uniformemente per una profondita’ di
0.15 m. La temperatura del suolo e’
20 0C.
Il suolo ha una porosita’ totale (Φ)
dello 0.5 m3 m-3 e, dopo la pioggia,
ha un livello di saturazione (Se) dello
0.5.
Considerando che il peso
molecolare dell’ NH4NO3 e’ di 80 g
mol-1, e che il coefficiente di attivita’
chimica e’ uguale a 1, calcolare
l’incremento di potenziale osmotico
del terreno in J kg-1 a seguito
dell’applicazione del fertilizzante.
VT = 10.000m 2 *0.15 m = 1500 m3
θ = Se *ϕ = 0.5*0.5 = 0.25
300 kg
1 m3
1 mol
1 m3
mol
c=
*
*
*
0.01
=
kg
1500 m 3 0.25 m 3 H 2 O 0.08 kg 1000 kg
⎛
ψ o = − ⎜ 0.01
⎝
⎞
mol
J
J
* 2 *1*8.31
* 293.15 K ⎟ = − 48.77
kg
mol K
kg
⎠
Umidità relativa e potenziale
Umidità relativa
hr = e (T)/es(T)
Umidità relativa e potenziale dell’acqua sono messi in relazione
dall’equazione di Kelvin
RT
Ψ=
ln hr
Mw
R = costante dei gas
T = temperatura
Mw= peso molecolare dell’acqua
Potenziale dell’acqua nel continuum suolo pianta
atmosfera
-100
Atmosfera
Foglie
-1.0
-3.0
Xylema
-0.7
-2.5
-0.03
-0.03
-1.7
-1.5
Radici
Suolo
Capacità di Campo
(MPa)
Punto di
Appassimento
(MPa)
Unità di misura e relazione del potenziale
MPa
-0.1
-1
-10
-100
-1000
m water
-10.2
-102
-1020
-10204
-102041
rh
0.999
0.993
0.929
0.478
0.0006
Punto cong.
C
-0.076
-0.764
-7.635
-76.352
Osmolalità
mol/kg
0.041
0.411
4.105
41.049
410.494
Metodi di misura del potenziale
z
Metodi a equilibrio di solidi
» Resistenza elettrica
» Capacità elettrica
» Conducibilità termica
z
Metodi a equilibrio di liquidi
» Tensiometri
z
Metodi a equilibrio di vapore
» Psicrometria a termocoppie
» Metodi a punto di rugiada
Resistenze elettriche
z
Una matrice nota (ceramica) è messa in equilibrio
con il suolo
z
La resistenza elettrica è influenzata dal contenuto
idrico della ceramica
z
Si conosce la relazione tra contenuto idrico e
potenziale della ceramica
z
Economico, poca stabilità, bassa accuratezza.
z
Sensibile ai suoli salini
Metodi capacitivi
z
Una matrice nota (ceramica) è messa in
equilibrio con il suolo
z
La capacità dielettrica è influenzata dal
contenuto idrico della ceramica
z
Stabile e risente poco dei sali nel suolo
z
Non necessita di calibrazione
z
Buona accuratezza da -0.01 to -0.5 MPa
z
Limitata (al momento) dalla disuniformità delle
ceramiche
Metodi a dissipazione di calore
z
Misura la conducibilità termica, tramite la
dissipazione del calore.
z
Robusto (all’interno della ceramica c’è una
resistenza elettrica che si scalda e due
termocoppie)
z
Stabile (non è soggetto alla salinità)
z
Richiede calibrazioni individuali
Equilibrio di liquidi: tensiometri
z
Mettono in equilibrio con il suolo, acqua in
tensione dentro a una coppa porosa.
z
Misurano la pressione esercitata su un
trasduttore di pressione.
z
Accurati, ma limitati nel range (0 to -80 J
kg-1)
z
Richiedono spesso di essere risaturati, in
quanto si formano cavitazioni (bolle
d’aria).
Piastre a pressione
z
Applicano una pressione (generata
di solito da un compressore)
z
Raggiunto l’equilibrio alla pressione applicata, il
campione viene pesato e quindi determinato il
contenuto idrico.
z
Ha problemi di raggiungimento dell’equilibrio ad
alte pressioni e quindi di affidabilità.
Metodi a pressione di vapore
z
Misurano l’umidità relativa di una camera stagna, soprastante il
campione
» Tramite la diminuzione della temperatura di bulbo umido (metodi
psicrometrici)
» Tramite la determinazione della temperatura di rugiada (metodi
a punto di rugiada)
Curva di pressione di vapore
hr= e (T) /es (T)
RT
Ψ=
ln hr
Mw
es (T)=0.611*Exp (17.502*T / 240.97+T)
14
12
Pressione di vapore saturo
10
Pressione di vapore (k
Esempio: partendo da un campione
insaturo (90 % di hr) ad una temperatura
di 20 C, esso raggiunge la saturazione
alla temperatura di circa 9 C.
La temperatura di 9 C è anche chiamato
punto di rugiada.
8
6
4
2
Pressione di vapore insaturo
0
-10
0
10
20
30
Temperatura (C)
40
50
60
Tecnica a punto di rugiada
Uno specchio è raffreddato fino al
formarsi della rugiada. La temperatura
alla quale si forma la rugiada è la
temperatura di saturazione, dalla quale
si determina il valore iniziale di
pressione di vapore.
Vantaggi
• Alta accuratezza
• Misura rapida ~ 5 min.
• Buona ripetibilità
Ventola
Specchio
Optical Sensor
Infrared Sensor
Campione
Svantaggi
• Misure limitate a
potenziali intermedi e
molto negativi.
• Effetto dei sali, quindi
necessità di separare la
componente osmotica
Applicazioni del WP4
z
z
z
z
Misure di curve di ritenzione
Potenziale idrico dei semi e
dei tessuti vegetali
Studi sul rigonfiamento dei
suoli
Determinazione della
superficie specifica del suolo
Specifiche del WP4
z
z
z
z
z
Range: - 300 < – 300.000 J kg-1
Accuratezza: 1%
Tempo di misura: 5 a 10 minuti
Il WP4-T controlla la
temperatura da 5-40°C
L’operatore può ricalibrare lo
strumento indipendentemente.
Metodologia
z
z
z
z
z
Saturare i campioni con l’utilizzo di una pompa a vuoto
Lasciare evaporare per tempi diversi e lasciare equilibrare per
24 hr.
Misurare il potenziale con il WP4
Determinare il contenuto idrico gravimetrico
Si ottengono così dati per la curva di ritenzione
Esempio di applicazione del WP4
La figura mette a confronto due curve
di ritenzione (per due campioni di
suolo) ottenute utilizzando letti di
Stackman e piastre a pressione (STPP) e la combinazione di letti di
Stackman, piastre a pressione e
WP4 (ST-PP-WP4).
Il WP4 è stato utilizzato per valori <
~ −50 m-H2O.
Le linee indicano il risultato di una
ottimizzazione dell’equazione di van
Genuchten (1980) e quindi l’effetto
che queste differenze hanno sulla
stima dei parametri idrologici.
Misure di curve di ritenzione
Al fine di ottenere CRI più affidabili si consiglia l’utilizzo
combinato di tre tecniche:
z
Metodo della colonna d’acqua o dei letti di Stackman negli
intervalli più vicini alla saturazione (0 a −1 m-H2O)
z
Piastre a pressione nella parte intermedia della curva (potenziali >
~ −50 m-H2O)
z
Metodi a punto di rugiada nella parte più secca (potenziali < ~
−50 m-H2O).
Misura del Contenuto idrico
z
z
Quantità di acqua presente nello spazio poroso del
terreno.
Può essere espressa o come frazione massica
(contenuto idrico gravimetrico) o come frazione
volumetrica (contenuto idrico volumetrico)
Metodo gravimetrico
•Misura del peso di un campione umido (mw)
•Measurement of oven dry sample weight (ms)
ml = mw – ms , (g/g)
w= ml/ms
Vantaggi
Svantaggi
Metodo di riferimento
Richiede tempo, limitato numero
di campioni
Semplice ed economico
Il suolo è disturbato
Indipendente dalla densità
apparente.
Il campionamento automatico
non è possibile
Time Domain Reflectometer (TDR)
z
La permittività dielettrica può
essere calcolata dal tempo di
attraversamento di un
segnale su una linea di
trasmissione.
L
V=
t
2L ε
ts =
c
L
t s = Tempo di attraversamento (s)
L = Lunghezza della sonda (m)
ε = Permittività dielettrica
c = Velocità della luce (3 × 108 m s −1 )
1.Tempi di attraversamento in funzione di
diversi contenuti idrici del terreno
0.4
0.3
Reflection Coeff.
0.2
0.1
0
-0.1
0
10
20
30
40
50
-0.2
-0.3
-0.4
-0.5
-0.6
Time (ns)
60
70
80
90
1.Derivazione del contenuto idrico dalla
permittività dielettrica
z
Empirical Topp’s equation (Topp et al., 1980)
θ = −5.3× 10
−2
−2
−4
2
−6
+ 2.92 × 10 ε b − 5.5 × 10 ε b + 4.3 × 10 ε b
3
G. C. Topp and J. L. Annan and A. P. Davis, 1980, Electromagnetic determination of soil water content:
measurements in coaxial transmission lines, Water Resources Research, 16, 574-582.
1.Dielectric Mixing Model (Roth et al.
1990)
α
α
α
α
α
ε b = θ wε w + θ a ε a + (1 − φ )ε s + θ i ε i
ε m ( f , T ) = dielectric permittivity of the sample
ε b ( f , T ) = dielectric permittivity of water
ε a ( f , T ) = dielectric permittivity of air
ε s ( f , T ) = dielectric permittivity of soil minerals
ε i ( f , T ) = dielectric permittivity of ice
θ w = volumetric water content
θ a = volumetric air content
θ i = volumetric ice content
φ = porosity
α = geometrical parameter (α = 0.5 → random distribution of particles)
Roth, K., R. Schulin, H. Flu¨hler, and W. Attinger, Calibration of time domain reflectometry for
water content measurement using a composite dielectric approach, Water Resour. Res., 26,
2267–2273, 1990.
Installazione di una stazione TDR
Installazione di sonde TDR
Sonde TDR
Sonde PT100
Installazione della stazione di acquisizione
e controllo
TDR 100, Campbell Scientific Inc., Logan, UT, USA
Contenuto idrico misurato in un campo di
mais (terreno franco sabbioso)
Contenuto idrico misurato in un campo di
mais (terreno franco sabbioso)
Contenuto idrico misurato in un campo di
mais (terreno franco sabbioso)