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
• 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
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)
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
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 a laboratóriumi mérési eredmények nagyságrendileg rendszerint megegyeznek. A Campbell-féle pedotranszfer függvény 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.
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
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, ami sorozatvizsgálatokra való alkalmazhatóságukat napjainkban még kérdésessé teszi.
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 1,0-nél 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,
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
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 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.
A telítetlen talajrétegekben végbemenő szerves folyadék (például NAPL) áramlás esetében az alábbi négy jól ismert kr-S-P modellt használják (Fagerlund et al., 2006): Brooks-Corey-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.
Lenhard és Parker 1987-ben nyomással kombinált porózuslap módszerrel hajtottak végre
Lenhard és Parker 1987-ben nyomással kombinált porózuslap módszerrel hajtottak végre