2 Centrum Badań Kosmicznych Polskiej Akademii Nauk, ul. Bartycka 18A, Warszawa

Acta Agrophysica, 25, 5(3), 745-757 ROZKŁAD WŁAŚCIWOŚCI CIEPLNYCH GLEBY NA CZARNYM UGORZE I POD MURAWĄ Bogusław Usowicz 1, Wojciech Marczewski 2 1 Instytut Agrofizyki im. Bohdana Dobrzańskiego PAN, ul. Doświadczalna 4, 2-29 Lublin e-mail: Usowicz@demeter.ipan.lublin.pl 2 Centrum Badań Kosmicznych Polskiej Akademii Nauk, ul. Bartycka 18A, -716 Warszawa Streszczenie. W pracy przedstawiono wyniki badań nad wpływem uwilgotnienia, temperatury i zagęszczenia gleby na przestrzenno-czasowy rozkład właściwości cieplnych gleby. Badania prowadzono na obiekcie z czarnym ugorem i murawą. Przewodnictwo, pojemność i dyfuzyjność cieplną gleby wyznaczano z podstawowych łatwo mierzalnych właściwości fizycznych gleby przy uŝyciu statystycznofizycznego modelu przewodnictwa cieplnego i empirycznych formuł na pojemność i dyfuzyjność cieplną gleby. Otrzymane wyniki ukazują odmienny charakter zmian w czasie i przestrzeni właściwości cieplnych gleby na czarnym ugorze i na murawie. Ugór wykazuje tendencje do bardziej równomiernego rozkładu badanych cech w czasie i profilu glebowym niŝ murawa. Wpływ wilgotności gleby na przebiegi właściwości cieplnych w glebie był znacznie większy niŝ gęstości gleby. Rośliny znacząco wpływały na zróŝnicowanie cieplnych właściwości gleby głównie w powierzchniowej warstwie poprzez zróŝnicowanie zawartości wody w glebie. Wpływ temperatury gleby na właściwości cieplne był znacznie mniej istotny niŝ wilgotności i gęstości gleby. Wyraźniej odwzorowały się dobowe przebiegi temperatury gleby we właściwościach cieplnych czarnego ugoru i murawy w powierzchniowych warstwach gleby niŝ głębszych. Amplitudy badanych cech malały wraz z głębokością oraz osiągały maksima przed wschodem słońca, a minima po południu, zarówno na ugorze jak i na murawie. Sło wa kluczo we: gęstość, wilgotność, temperatura, przewodnictwo cieplne, pojemność cieplna, dyfuzyjność cieplna, gleba WSTĘP Strumień ciepła w glebie jest jednym z czterech składników bilansu cieplnego powierzchni czynnej gleby [9,16,25]. Pozostałe składniki bilansu to: strumień ciepła utajonego, strumień ciepła jawnego i bilans (saldo) promieniowania. Wśród czynników, które wpływają na strumień ciepła w glebie są warunki klimatyczne, topografia środowiska, właściwości cieplne gleby, pora roku i dnia, typ pogody i jej zmian w danym dniu oraz rodzaj i właściwości powierzchni czynnej, na

746 B. USOWICZ, W. MARCZEWSKI której zachodzi transformacja i wymiana energii. Cieplne właściwości gleby w dość istotny sposób wpływają na wielkość strumienia ciepła w glebie. W określonym miejscu są one determinowane dwiema składowymi: składową stałą i dynamiczną; składowa stała to skład mineralogiczny i zawartość materii organicznej, składowa dynamiczna to zagęszczenie, uwilgotnienie i temperatura gleby [1-3,5-7,1-15,17-2,24]. Skład mineralogiczny gleby i zawartość materii organicznej znacząco wpływają na jej cieplne właściwości. Są to jednak składniki gleby dość stabilne w czasie, tym samym nie muszą być one mierzone często, w przeciwieństwie do wilgotności, temperatury i gęstości, które są niestabilne, zatem muszą być mierzone częściej. Wilgotność i temperaturę moŝna mierzyć za pomocą automatycznych systemów zbierania danych [4] natomiast gęstość gleby nadal jest wyznaczana głównie metodą grawimetryczną. Próbki gleby z róŝnych głębokości są pobierane do cylindrów. Naruszana jest struktura gleba w miejscu pobrania, a co za tym idzie, częstość wyznaczania rozkładu gęstości gleby w okresie pomiarowym powinna być ograniczona do niezbędnego minimum. W ośrodku porowatym, jakim jest gleba bardzo trudno jest zmierzyć przewodnictwo cieplne, a tym bardziej wyznaczyć przestrzenno-czasowy rozkład przewodnictwa na danym obiekcie. Dlatego teŝ szuka się metod wyznaczania przewodnictwa cieplnego poprzez inne łatwiej mierzalne cechy fizyczne gleby [2,23]. W niniejszym opracowaniu uŝyto do wyznaczania przewodnictwa cieplnego gleby statystyczno-fizyczny model przewodnictwa cieplnego [2,22,23], a do wyznaczania pojemności cieplnej i dyfuzyjności gleby uŝyto empirycznych formuł, które pozwalają wyznaczyć je z zadawalającą dokładnością [3]. Zbadanie rozkładów przewodnictwa cieplnego, pojemności cieplnej i dyfuzyjności cieplnej w profilu glebowym i w czasie pod murawą i na czarnym ugorze w zaleŝności od wilgotności, gęstości i temperatury gleby było zasadniczym celem pracy. OBIEKT I METODYKA BADAŃ Pomiary wilgotności i temperatury w profilu glebowym prowadzono na glebie płowej (Orthic Luvisol), typowej glebie mineralnej, za pomocą zintegrowanych sond TDR z automatycznym systemem akwizycji danych [4]. KaŜda sonda zawiera czujnik wilgotność, temperatury i elektrycznej konduktywności [4]. Czujniki wilgotności obejmowały warstwę 5 cm gleby i były zainstalowane na poletku z murawą i czarnym ugorem w warstwach -5; 2,5-7,5; 5-1 1-15, 15-2, 2-25, 3-35 cm. Rozkład czujników temperatury w profilu glebowym był następujący, 2.5, 5, 1, 15, 2, 3 cm. Pomiary były prowadzone wiosną w 23 roku ze stałym krokiem czasowym, co 15 minut. Dane opadu deszczu z tego samego okresu pochodziły z automatycznej stacji meteorologicznej Instytutu Agrofizyki PAN w Lublinie. Gęstość gleby określano metodą grawi-

ROZKŁAD WŁAŚCIWOŚCI CIEPLNYCH GLEBY 747 metryczną na podstawie próbek gleby pobranych do cylindrów o objętości 1 cm 3, co 5 cm do głębokości 35 cm. Pomiar gęstości gleby wykonano w bliskim sąsiedztwie sond wilgotnościowych (około,5 m od sond) pod koniec serii pomiarowej. Z kaŝdego poziomu brano trzy próbki gleby. Pojedyncze próbki gleby z powierzchniowej warstwy gleby wzięto równieŝ na początku pomiarów w celu kontroli zmian gęstości w czasie sesji pomiarowej. Główne składniki mineralogiczne gleby, tj. kwarc i inne minerały określono z rozkładu granulometrycznego przyjmując, Ŝe frakcja 1-,2 mm zawiera głównie kwarc, we frakcji poniŝej,2 mm występują inne minerały [3,2,21]. Zawartość materii organicznej określano za pomocą metody Tiurina. PrzybliŜoną gęstości fazy stałej gleby z poszczególnych warstw określano z pomiarów zawartości wody po pełnym nasyceniu próbki gleby wodą i pomiarów gęstości gleby. Zmierzone dane uŝyto do oszacowania cieplnych właściwości gleby za pomocą statystyczno-fizycznego modelu. Przewodnictwo cieplne λ (W m -1 K -1 ) liczono z równania [2]: 4π λ (1) x ) = L P( x1 j,..., u j= 1 x1 jλ 1 1 + kj ( T ) r +... x λ ( T ) gdzie: u liczba połączeń równoległych cząstek gleby traktowanych jako oporniki cieplne, L jest liczbą wszystkich moŝliwych kombinacji ułoŝenia cząstek, x 1, x 2,..., x k liczba cząstek poszczególnych składników ośrodka o przewodnictwie cieplnym λ 1, λ 2,..., λ k (T temperatura) i promieniach cząsteczek r 1, r 2,..., r k, przy czym: k i=1 x ij = kj k r k u, j = 1,2,...,L, P(x ij ) prawdopodobieństwo zaistnienia danej konfiguracji cząstek. Spełniony musi być teŝ warunek: ( X = x j ) = 1 L j= 1 P. u! P ( x... x1 j x kj 1 j,..., xkj ) = f1 f k (2)!! x1 j... xkj P(x ij ) podaje prawdopodobieństwo tego, Ŝe w u niezaleŝnych próbach uzyskamy dokładnie x ij wyników typu j, jeśli prawdopodobieństwo wyniku i w pojedynczej próbie wynosi f i, i = 1, 2,..., k,! silnia. W tym przypadku f 1, f 2,..., f k (m 3 m -3 ), są to zawartości poszczególnych minerałów, materii organicznej, wody, powietrza w jednostce objętości i są one traktowane jako prawdopodobieństwa uzyskania wyniku typu i w pojedynczej próbie.

748 B. USOWICZ, W. MARCZEWSKI Dotychczasowe badania wykazały, Ŝe do obliczeń przewodnictwa cieplnego gleby moŝna uŝywać przewodnictwa cieplnego głównych jej składników [2,21]. WyróŜniono pięć głównych składników gleby: kwarc, inne minerały, materie organiczną, wodę i powietrze. Wartości przewodnictwa cieplnego i ich zaleŝności od temperatury zestawiono w tabeli 1. Tabela 1. Wartości i wyraŝenia uŝywane przy obliczaniu przewodnictwa cieplnego gleby, (T temperatura gleby w o C) Table 1. Values and expressions for parameters used in calculating the thermal conductivity of soils (T in o C) Źródło a Source a Parametry b Parameters b WyraŜenie, wartość b Expression, value b λ q, W m -1 K -1 2 λ mi, W m -1 K -1 2,93 2 λ o, W m -1 K -1,251 9,13,28 T 1 λ w, W m -1 K -1,552 + 2,34 1-3 T 1,1 1-5 T 2 1 λ a, W m -1 K -1,237 +,64 T a 1. [8]; 2. [3], b przewodnictwo cieplne: kwarcu, λ q, innych minerałów, λ mi, materii organicznej, λ o, wody lub roztworu, λ w, powietrza, λ a. b thermal conductivity of quartz, λ q, other minerals, λ mi, organic matter, λ o, water or solution, λ w, air, λ a. Parametry modelu zostały określone wcześniej na bazie empirycznych danych [2, 21]. Stopnie swobody u charakteryzujące liczbę połączeń równoległych oporników cieplnych w funkcji nasycenia gleby wodą θ v /φ zmieniały się o 3 do 13 wraz ze wzrostem nasycenia gleby wodą (gdzie: θ v (m 3 m -3 ) wilgotność gleby, φ (m 3 m -3 ) porowatość). RównowaŜny promień kul r k (m) dla wszystkich składników gleby określano ze wzoru [2]: r,36 f +,44 (3) k = o gdzie: f o (m 3 m -3 ) oznacza zawartość materii organicznej w jednostce objętości. Promień ten wzrastał wraz ze wzrostem zawartości materii organicznej w glebie, maksymalnie do wartości,8. Model przewodnictwa cieplnego gleby był zweryfikowany pomiarami bezpośrednimi. Porównano wyniki przewodnictwa cieplnego gleby obliczone z modelu i otrzymane z pomiarów dla piasku Fairbanks, iłu Healy, pyłu z Felina, torfu Fairbanks i gliny [3,7,1]. Zgodność wyników obliczonych ze zmierzonymi była bardzo dobra [21]. Współczynniki kierunkowe równania regresji liniowej były bliskie jedności, natomiast czynniki stałe w równaniu były bliskie zeru. Współczynniki determinacji R 2 były wysokie i wynosiły,948-,994. Średnie

ROZKŁAD WŁAŚCIWOŚCI CIEPLNYCH GLEBY 749 błędy kwadratowe σ (W m 1 K 1 ) i maksymalne błędy względne η(%), zawierały się w przedziałach od,57 do,123 (W m 1 K 1 ) i od 12 do 38,3 %. Pojemność cieplną gleby C v (MJ m 3 K 1 ) liczono według de Vriesa [3]: 6 ( 2, 2,51 4,19 ) 1 C = x + x + x (4) v s o w gdzie: x s, x o, x w (m 3 m 3 ) udział części mineralnej, organicznej i wody w jednostce objętości gleby. Dyfuzyjność cieplną gleby α liczono z ilorazu przewodnictwa cieplnego do pojemności cieplnej: α = λ/c v. WYNIKI Wpływ na cieplne właściwości gleby miała zarówno, składowa stała gleby tekstura, jak i składowe dynamiczne gęstość, wilgotność i temperatura gleby. Skład granulometryczny i zawartość materii organicznej w profilu glebowym na czarnym ugorze i murawie przedstawiono na rysunku 1. Rozkłady zawartości piasku, pyłu i iłu na ugorze (rys. 1a) oraz pyłu na murawie (rys. 1b) w profilu glebowym były w miarę wyrównane, natomiast piasku i iłu na murawie zmieniał się z głębokością; zawartość piasku malała z głębokością, iłu rosła. Średnie zawartości piasku na obu obiektach były zbliŝone do siebie i wynosiły odpowiednio ugór 32,4%, murawa 31,6%. Pyłu było o 6,3% więcej na murawie niŝ na ugorze (ugór 34,2%), iłu było na ugorze o 5,3% więcej niŝ na murawie (murawa 27,9%). Zawartość materii organicznej w profilu glebowym malała z głębokością na obu badanych obiektach. Więcej było materii organicznej na murawie niŝ ugorze, średnio o,48% (ugór,67%). W profilu glebowym największe róŝnice w zawartości materii organicznej zanotowano w warstwie powierzchniowej (o ponad 1%) najmniejsze w warstwie najniŝszej, około,26%. % zawartość frakcji. % content of fraction 5 4 3 2 1 Piasek - Sand (1-,1 mm) Ił - Clay <,2 mm) Pył - Silt (,1-,2 mm) OM a) b) 3, 2,5 2, 1,5 1,,5 % OM % zawartość frakcji. % content of fraction 5 4 3 2 1 Piasek - Sand (1-,1 mm) Ił - Clay <,2 mm) Pył - Silt (,1-,2 mm) OM 3, 2,5 2, 1,5 % OM 1,,5-5 -1 1-15 15-2 2-25 25-3 3-35 35-4 4-45 Warstwa - Layer (cm), -5 5-1 1-15 15-2 2-25 25-3 3-35 35-4 4-45 Warstwa - Layer (cm) Rys. 1. Skład granulometryczny i zawartość materii organicznej (%MO) w profilu glebowym na czarnym ugorze (a) i murawie (b) Fig. 1. Granulometric composition and organic matter (%MO) in soil profile on bare soil (a) and grass cover (b),

75 B. USOWICZ, W. MARCZEWSKI. Biorąc pod uwagę skład granulometryczny, gęstość fazy stałej gleby, zawartość materii organicznej oraz przyjmując, Ŝe gęstość kwarcu i materii organicznej wynosi odpowiednio 2,65 i 1,54 Mg m -3 wyznaczono objętościową zawartość kwarcu, innych minerałów oraz materii organicznej w jednostce objętości fazy stałej gleby (rys. 2). Stosunki zawartości kwarcu, innych minerałów i materii organicznej do objętości fazy stałej gleby są traktowane jako prawdopodobieństwa wylosowania danego składnika w pojedynczej próbie i będą uŝyte do wyliczenia prawdopodobieństwa wylosowania określonej konfiguracji cząstek biorących udział w przewodzeniu ciepła w glebie (równanie 2). Zawartość kwarcu wzrasta z głębokością na ugorze (rys. 2a), natomiast niewiele się zmieniała na murawie (rys. 2b). Inne minerały wykazywały tendencję spadkową wraz z głębokością na ugorze i niewiele się zmieniały one na murawie. Objętościowe zawartości materii organicznej miały podobne przebieg z głębokością jak wartości wagowe, przy czym wartości objętościowej zawartości materii organicznej były większe. % zawartość minerałów % content of minerals (m 3 m -3 ) 1 a) b) 8 6 4 2 Kwarc - Quartz Inne minerały - other minerals OM 5 4 3 2 1 % OM (m 3 m -3 ) % zawartość minerałów. % content of minerals (m 3 m -3 ). 1 8 6 4 2 Kwarc - Quartz Inne minerały - other minerals OM 5 4 3 2 1 % OM (m 3 m -3 ) -5-1 1-15 15-2 2-25 25-3 3-35 35-4 4-45 Warstwa - Layer (cm) -5 5-1 1-15 15-2 2-25 25-3 3-35 35-4 4-45 Warstwa - Layer (cm) Rys. 2. Objętościowa zawartość kwarcu, innych minerałów i materii organicznej (MO) w profilu glebowym na czarnym ugorze (a) i murawie (b) Fig. 2. Volumetric content of quartz, other minerals and organic matter (MO) in soil profile on bare soil (a) and grass cover (b) Opad deszczu, roślinność jak i czas, który upłynął od ostatniej uprawy gleby znacząco modyfikują stan uwilgotnienia i zagęszczenia gleby podczas sezonu wegetacyjnego roślin. Opad deszczu, który wystąpił 2 dni przed i w czasie pomiarów wilgotności, temperatury i konduktywności gleby przedstawiono na rysunku 3a. Zmierzoną pod koniec pomiarów gęstość gleby na ugorze i murawie pokazano na rysunku 3b. Około 81 mm deszczu spadło przed zasadniczymi pomiarami cech gleby, natomiast podczas pomiarów opad deszczu był juŝ niewielki, około 2 mm. Gęstość gleby wzrastała z głębokością zarówno na ugorze jak i na murawie rys. 3b, przy czym większe od około,1 do ponad,2 Mg m -3 wartości gęstości gleby w całym badanym profilu obserwowano na ugorze niŝ na murawie. Porównanie gęstości próbek z powierzchniowej warstwy gleby pobranych na

ROZKŁAD WŁAŚCIWOŚCI CIEPLNYCH GLEBY 751 początku sesji pomiarowej i na końcu wykazały, Ŝe nie róŝniły się one znacząco. RóŜnice wynosiły około,5 Mg m -3 i mieściły się one w rozrzucie gęstości gleby. Biorąc pod uwagę powyŝsze dane przyjęto, Ŝe w czasie sesji pomiarowej gęstość gleby nie zmieniła się istotnie w całym profilu glebowym. Opad -Rainfall (mm) 8 6 4 2 a) b) 12 125 13 135 14 145 15 155 16 165 Gęstość gleby. Bulk density (Mg m -3 ). 1,8 1,6 1,4 1,2 1, Ugór - Bare soil Murawa - Grass cover 1 2 3 4 Głębokość - Depth (cm) Rys. 3. Rozkład opadów podczas doświadczenia polowego w 23 roku (a) i gęstość gleby w profilu glebowym na czarnym ugorze i murawie (b) Fig. 3. Distribution of rainfall during experiment in 23 (a), and bulk density in soil profile on bare soil and grass cover (b) Zmierzone w profilu glebowym i czasie temperatury gleby na czarnym ugorze i murawie (rys. 4a) róŝniły się między sobą o wiele bardziej w pierwszej połowie sesji pomiarowej niŝ w drugiej połowie. Zarówno na czarnym ugorze jak i na murawie obserwowano wzrostowy trend temperatury gleby w całym profilu glebowym. W róŝnym stopniu jednak odreagowywały te obiekty na zmianę warunków meteorologicznych. Wyraźny spadek temperatur w powierzchniowej warstwie gleby na murawie po 147 dniu związany był ze spadkiem temperatury powietrza średnio o około 1 C i wzrostem prędkości wiatru. Mimo iŝ temperatura powietrza spadła znacząco to spadek temperatura gleby na ugorze nie był tak drastyczny jak na murawie. Bezpośredni dopływ promieniowania słonecznego do powierzchni gleby i osłonięcie ugoru przez inne rośliny z sąsiedztwa wpłynęły na taki stan rzeczy. RównieŜ obserwowane róŝne tłumienie fal temperaturowych i ich przesunięcie fazowe z głębokością na obu obiektach wskazuje, Ŝe rośliny znacząco wpływały na rozkład temperatury w glebie. Wilgotność gleby w czasie pomiarów wykazywała tendencję spadkową na czarnym ugorze i murawie w całym profilu glebowym (rys. 4b), przy czym wyŝsze wilgotności obserwowano w niŝszych warstwach gleby. Opad, około 2 mm deszczu, który pojawił się na przełomie dnia 156 i 157 nieznacznie odwzorował się w wilgotności gleby tylko na murawie, na ugorze prawie był niezauwaŝalny. Widoczny spadek wilgotności gleby na ugorze obserwowano w powierzchniowej warstwie (pierwsze trzy poziomy) w pierwszych dniach sesji pomiarowej, w późniejszych

752 B. USOWICZ, W. MARCZEWSKI terminach spadek wilgotności gleby był juŝ niewielki. Obiekt z roślinami kształtował się nieco odmiennie niŝ ugór. Tutaj teŝ obserwowano cały czas spadek wilgotności gleby, przy czym nie zaobserwowano stabilizacji wilgotności w profilu glebowym jak to miało miejsce na ugorze, wilgotności gleby spadała prawie liniowo z większym kątem spadku wilgotności w powierzchniowej warstwie gleby. Temperatura gleby Soli temperature ( O C) Wilgotność gleby Water content (m 3 m -3 ) Zawartość powietrza Air content (m 3 m -3 ) 4 35 3 25 2 15 1 5,4,3,2,1 Czarny ugór Bare fallow Depth cm Depth 2.5 cm Depth 5 cm Depth 1 cm Depth 2 cm Depth 3 cm 14 145 15 155 16 165 14 145 15 155 16 165,5,4,3,2,1 Depth,,25 m Depth,,5 m Depth,,75 m Depth,,125 m Depth,,175 m Depth,,225 m Depth,,325 m a) b) c) 4 35 3 25 2 15 1,4,3,2,1 5 Murawa Grass cover 14 145 15 155 16 165 14 145 15 155 16 165,5,4,3,2,1 14 145 15 155 16 165 14 145 15 155 16 165 Rys. 4. Temperatura gleby (a), wilgotność (b) i zawartość powietrza w profilu glebowym i czasie (c) na czarnym ugorze i murawie Fig. 4. Soil temperature (a), moisture content (b) and air content in soil profile versus time on bare fallow and grass cover We wszystkich przedstawionych przebiegach wilgotności gleby (rys. 4b) występują chwilowe odchylenia, w postaci pików, od linii trendu wilgotności gleby. Pojawiające się piki w przebiegu wilgotności gleby pochodzą prawdopodobnie od aparatury pomiarowej, a nie od zjawisk fizycznych zachodzących w glebie. Jednak, z braku jednoznacznego określenia przyczyn pojawiania się

ROZKŁAD WŁAŚCIWOŚCI CIEPLNYCH GLEBY 753 tych pików, jak i skoncentrowaniu się na badaniu głównie trendów rozkładów wilgotności gleby do dalszych obliczeń i analiz uŝyto pierwotnych danych. W przebiegach wilgotności gleby moŝna zaobserwować równieŝ zmiany odnoszące się do cyklu dobowego. Niewielka amplituda zmian wilgotności gleby w ciągu doby mogła pochodzić od przepływu wody w glebie pod wpływem gradientu temperatury, ale równieŝ w jakimś stopniu mogła być związana ze sposobem przeliczania stałej dielektrycznej gleby na wilgotność objętościową [4]. UŜywana w przyrządzie TDR krzywa kalibracyjna [4] nie uwzględnia zmian stałej dielektrycznej wody w zaleŝności od temperatury [23]. Biorąc pod uwagę powyŝsze przesłanki oraz z braku moŝliwości rozróŝniania poszczególnych składowych amplitudy w dalszych analizach ograniczono się tylko do stwierdzenia, Ŝe amplitudy wilgotności gleby zmniejszały się wraz z głębokością i Ŝe osiągały one maksima przed wschodem słońca, a minima po południu, zarówno na ugorze jak i na murawie. Przedstawione przebiegi zawartości powietrza w glebie (rys. 4c) mają swoje odbicie w przebiegach wilgotności (rys. 4b) jak i dyfuzyjności cieplnej gleby (rys. 5c). Tam gdzie zmniejszała się wilgotność gleby o tyle wzrastała zawartość powietrza i na odwrót. W przypadku dyfuzyjności cieplnej gleby zaleŝności te nie były tak proste i oczywiste jak to miało miejsce przy zmianie wilgotności gleby. Dyfuzyjność cieplna gleby (rys. 5c) dla pewnych wartości wilgotności zmieniała się zgodnie z przebiegami zawartości powietrza w glebie, a dla innych wartości zmieniała się ona tak jak przebieg wilgotności. Obserwowano wzrost dyfuzyjności przy jednoczesnym spadku wilgotności gleby. Po przekroczeniu pewnego progu wartości wilgotności, dyfuzyjność cieplna gleby ponownie przyjmowała kierunek zmian wilgotności gleby. Analizując przebiegi dyfuzyjności cieplnej gleby moŝna zauwaŝyć, Ŝe osiąga ona maksimum. Przebiegi pozostałych właściwości cieplnych gleby, tj. pojemności i przewodnictwa cieplnego gleby, były zgodne ze zmianami wilgotności gleby (rys. 5a,b). Pojemności cieplne gleby na ugorze i murawie w początkowej fazie pomiarów były zbliŝone do siebie, przy nieco większym rozstępie wartości pojemności na ugorze niŝ na murawie (rys. 5a). Na ugorze w ciągu kilku dni obserwuje się dość szybki spadek pojemności w powierzchniowej warstwie, a następnie jej stabilizację i dalszy dość powolny spadek pojemności. Głębsze warstwy reagują znacznie wolniej, tam zmiany były niewielkie i prawie jednostajne. Pod murawą w tym czasie zauwaŝa się spadek pojemności cieplnej gleby w całym profilu glebowym, przy czym powierzchniowa warstwa charakteryzowała się znacznie większym spadkiem pojemności cieplnej niŝ głębsze warstwy. Przebiegi przewodnictwa cieplnego gleby na ugorze i murawie (rys. 5b) wykazują podobny charakter zmian jak pojemności cieplne gleby (rys. 5a). Startują one z podobnego poziomu wartości, przy czym dynamika zmian na ugorze w powierzchniowej jest warstwie znacznie mniejsza niŝ na murawie. Głębsze warstwy

754 B. USOWICZ, W. MARCZEWSKI na obu obiektach miały podobny charakter zmian. W przebiegu przewodnictwa cieplnego w powierzchniowej warstwie na murawie moŝna zauwaŝyć opóźnione odreagowanie przewodnictwa cieplnego na zmiany wilgotności gleby. To opóźnienie tłumaczy się dobrze róŝnym wpływem stanu zagęszczenia i uwilgotnienia gleby na jej przewodnictwo cieplne. Ten składnik gleby decyduje o charakterze zmian, który aktualnie ma większy wpływ na przewodnictwo cieplne. Opóźnienie, które obserwowano w tym czasie moŝna przypisać większemu wpływowi gęstości gleby na przewodnictwo cieplne niŝ wilgotności gleby. Czarny ugór Bare fallow a) Murawa Grass cover 2,5 b) 2,5 Przewodnictwo cieplne Conductivity (W m -1 K -1 ) 2 1,5 1,5 14 145 15 155 16 165 c) 2 1,5 1,5 14 145 15 155 16 165 Rys. 5. Pojemność cieplna gleby (a), przewodnictwo cieplne (b) i dyfuzyjność cieplna w profilu glebowym i czasie (c) na czarnym ugorze i murawie Fig. 5. Heat capacity of soil (a), thermal conductivity (b) and thermal diffusivity in soil profile versus time on bare fallow and grass cover

ROZKŁAD WŁAŚCIWOŚCI CIEPLNYCH GLEBY 755 Podobnie jak w przebiegach wilgotności gleby tak równieŝ w przebiegach cieplnych właściwości gleby na obu badanych obiektach obserwowano zmiany odnoszące się do cyklu dobowego (rys. 5a,b,c). Były one zgodne ze zmianami wilgotności gleby, a ich amplitudy malały wraz z głębokością oraz osiągały maksima przed wschodem słońca, a minima po południu, zarówno na ugorze jak i na murawie. PODSUMOWANIE Przeprowadzone badania wykazały odmienny charakter zmian w czasie i przestrzeni właściwości cieplnych gleby na czarnym ugorze i na murawie. Ugór wykazywał tendencje do bardziej równomiernego rozkładu pojemności, przewodnictwa i dyfuzyjności cieplnej w czasie i profilu glebowym niŝ murawa. Stwierdzono wyraźny wpływ wilgotności gleby na przebiegi właściwości cieplnych w glebie, natomiast gęstość gleby tylko w nieznacznym stopniu je modyfikowała. Rośliny znacząco wpływały na zróŝnicowanie cieplnych właściwości gleby głównie w powierzchniowej warstwie poprzez zróŝnicowanie zawartości wody w glebie. Wpływ temperatury gleby na właściwości cieplne był znacznie mniej istotny niŝ wilgotności i gęstości gleby. Wyraźniej odwzorowały się dobowe przebiegi temperatury gleby we właściwościach cieplnych czarnego ugoru i murawy w powierzchniowych warstwach gleby niŝ głębszych. Amplitudy badanych cech malały wraz z głębokością oraz osiągały maksima przed wschodem słońca, a minima po południu, zarówno na ugorze jak i na murawie. Podziękowanie. Autorzy artykułu dziękują Pani prof. dr hab. Zofii Sokołowskiej, Panu prof. dr hab. Mieczysławowi Hajnosowi oraz Panu dr Grzegorzowi Bowanko za konsultacje dotyczące mineralogii gleby oraz za określenie składu granulometrycznego i zawartości materii organicznej badanej gleby. PIŚMIENNICTWO 1. Bachmann J., Horton R., Ren T., Van der Ploge R.R.: Comparison of the thermal properties of four wettable and four water-repellent soils. Soil Sci. Soc. Am. J., 65, 1675-1679, 21. 2. Bristow K.L., Kluitenberg G.J., Horton R.: Measurement of soil thermal properties with a dual-probe heat-pulse technique. Soil Sci. Soc. Am. J., 58, 1288-1294, 1994. 3. de Vries, D.A.: Thermal properties of soils. In W.R. van Wijk (ed.) Physics of plant environment. North-Holland, Amsterdam, 21-235, 1963. 4. EasyTest D-LOG/mts: Polowy rejestrator wilgotności, temperatury oraz zasolenia gleby. Aparat nr 212, 22.

756 B. USOWICZ, W. MARCZEWSKI 5. Gori F., Corasaniti S.: Experimental Measurements and Theoretical Prediction of the Thermal Conductivity of Two- and Three-Phase Water/Olivine Systems. International Journal of Thermophysics, 24(5), 1339-1353, 23. 6. Hopmans J.W., Dane J.H.: Thermal conductivity of two porous media as a function of water content, temperature and density. Soil Sci., 142 (4), 187-195, 1986. 7. Kersten M.S.: Thermal properties of soils. Bull. 28. University of Minnesota. Inst. Technology, Enginering Experiment Station, 52, 21, 1949. 8. Kimball B.A., Jackson R.D., Reginato R.J., Nakayama F.S., Idso S.B: Comparison of fieldmeasured and calculated soil-heat fluxes. Soil Sci. Soc. Am. J., 4, 18-25, 1976. 9. Kędziora A.: Podstawy agrometeorologii. PWRiL. Poznań, 1995. 1. Kossowski J.: Thermal properties of soil in Felin. Report MR II.8.2.8, Institute of Agrophysics, PAS, Lublin 1977. 11. Noborio K.,. McInnes K.J.: Thermal conductivity of salt-affected soils. Soil Sci. Soc. Am. J., 57, 329-334, 1993. 12. Noborio K., McInnes K.J., Heilman J.L.: Measurements of soil water content, heat capacity, and thermal conductivity with a single TDR probe. Soil Sci., 161, 22-28, 1996. 13. Nusier O., Abu-Hamdeh N.: Laboratory techniques to evaluate thermal conductivity for some soils. Heat and Mass Transfer, 39, 2, 119-123, 23. 14. Ochsner T.E., Horton R., Ren T.: Simultaneous water content, air-filled porosity, and bulk density measurements with thermo-time domain reflectometry. Soil Sci. Soc. Am. J., 65, 1618-1622, 21. 15. Ochsner T.E., Horton R., Ren T.: A new perspective on soil thermal properties. Soil Sci. Soc. Am. J., 65, 1641-1647, 21. 16. Olejnik J.: Modelowe badania struktury bilansu cieplnego i wodnego zlewni w obecnych i przyszłych warunkach klimatycznych. Roczniki Akademii Rolniczej w Poznaniu Rozprawy Naukowe, 268, s.125, 1996. 17. Ren T., Noborio K., Horton R.: Measuring soil water content, electrical conductivity and thermal properties with a thermo-tine domain reflectometry probe. Soil Sci. Soc. Am. J., 63, 45-457, 1999. 18. Sikora E.: ZaleŜność właściwości cieplnych zagregowanych próbek glebowych od wielkości agregatów i uwilgotnienia. Praca doktorska, AR Lublin, 1983. 19. Tarnawski V.R., Leong W.H.: Thermal conductivity of soils at very low moisture content and moderate temperatures. Transport in Porous Media, 41(2), 137-147, 2. 2. Usowicz B.: Statistical-physical model of thermal conductivity in soil. Polish J. Soil Sci., XXV/1, 27-34, 1992. 21. Usowicz B.: Evaluation of methods for soil thermal conductivity calculations. Int. Agrophysics, 9(2), 19-113, 1995. 22. Usowicz B.: Soil thermal properties software package 2.. Copyright: Institute of Agrophysics PAS, Lublin, 1998. 23. Usowicz B.: Statystyczno-fizyczne modele przepływu masy i energii w ośrodku porowatym. Acta Agrophysica, 29, s.112, 2. 24. Walczak R., Usowicz B.: Variability of moisture, temperature and thermal properties in bare soil and in crop field. Int. Agrophysics, 8, 161-169, 1994. 25. Walczak R.: Basic problems of mass and energy transfer in the soil-plant-atmosphere system. Zesz. Prob. Post. Nauk Roln., 346, 11-22, 1987.

ROZKŁAD WŁAŚCIWOŚCI CIEPLNYCH GLEBY 757 DISTRIBUTION OF THERMAL PROPERTIES OF SOIL IN A FIELD WITH BLACK FALLOW AND GRASS COVER Bogusław Usowicz 1, Wojciech Marczewski 2 1 Institute of Agrophysics, Polish Academy Sciences, ul. Doświadczalna 4, 2-29 Lublin e-mail: Usowicz@demeter.ipan.lublin.pl 2 Space Research Centre, Polish Academy of Sciences, ul. Bartycka 18A, -716 Warszawa Ab s t r a c t. The paper presents the results of a study on the effects of soil compaction, water content and soil temperature on the spatial-temporal distribution of thermal conductivity, heat capacity and thermal diffusivity of soil. The study was conducted on a field with bare fallow and grass cover. The thermal properties were evaluated from basic, easily measurable physical properties of soil by means of a statistical-physical model of thermal conductivity and empirical formulas for thermal capacity and thermal diffusivity. The results indicate diverse character of the spatial-temporal changes on the thermal properties of soil in the bare fallow and under grass cover. Bare fallow tended towards a more uniform temporal and spatial (within the soil profile) distribution of the properties under study compared to the soil under grass cover. The impact of soil moisture on the thermal properties dominated over the contribution of bulk density. Plants had a significant effect on the thermal properties of soil, mainly in the subsurface horizon, through differentiating effect on soil water content. The effect of temperature on the thermal properties was much less significant than that of water content and soil density. The daily cycles of soil temperature were more pronounced in the thermal properties of the bare fallow field and the grass cover in the subsurface than the deeper horizons. The bare fallow showed less gradient of thermal properties with depth, however. The magnitude of cycling achieved maximum and minimum values around the time before sunrise and sunset, respectively, on the black fallow as well as on the grass. K e y wo r d s : bulk density, water content, temperature, thermal conductivity, heat capacity, thermal diffusivity, soil