Itt - Magyar Talajtani Társaság

Dunai – Makó
GERSTL et al., 1994; GRABER, 1994; JARSO et al., 1997). Számos labormérés eredménye
azt mutatta, hogy a talajok folyadékvezetı képessége rendszerint a különbözı szilárd
- folyadék fázis kölcsönhatásoknak a függvénye.
A legtöbb NAPL dielektromos állandójának értéke kisebb, mint a víz dielektromos
állandója. Így a részecskék közötti térbe bejutó NAPL kiszorítja a vizet és az ionokat
ebbıl a térbıl, és mindeközben nagy valószínőséggel a szomszédos részecskék közötti
szigetelı anyagként viselkedik. Az ionhiány és a szigetelı hatás együttes eredményeként
a részecskék közötti tér mérete jelentısen csökken, aminek eredményeként repedések
és törések keletkeznek, melyek elfoglalják azt a teret, mely teret korábban a szilárd
alkotórészek foglaltak el. Ezek az újonnan keletkezett makropórusok nagyobb
áramlási csatornákat nyitnak NAPL-k számára, és egyben okozzák a jelentıs mértékő
folyadékvezetı képesség-érték növekedést.
Egy másik magyarázat szerint a NAPL-ek hatással vannak a részecskék felületén kialakuló
diffúz kettıs rétegre. Ezen kettıs réteg vastagságának csökkenése az anyag zsugorodásához,
végsı soron pedig a folyadékvezetı képesség nagymértékő emelkedéséhez vezet.
A fentebb tárgyalt fizikai folyamatok reverzibilisek; ha víz jut vissza a részecskék
közötti térbe, lecserélheti a NAPL-t, és a folyadékvezetı képesség ennek eredményeként
újra csökkenni fog. A részecskék közötti térben a NAPL-k által okozott változások
nagyon különbözıek lehetnek olyan kötött talajokon, melyek nagy mennyiségő
kötıanyagot tartalmaznak. Ilyen anyagok például a vas- és alumínium-hidroxidok.
Az agyag duzzadása és zsugorodása és/vagy az olyan lehetséges talajszerkezetváltozások,
melyek kapcsolatban állnak a NAPL-ekkel és más, hasonló folyadékokkal,
fontos szerepet játszhatnak a NAPL-k felszín alatti terjedésében. A mért és becsült
transzport-paraméterek jelentısen eltérhetnek a valódi talajokban, annak eredményeként,
hogy a különbözı szimulációs modellekben használt relatív áteresztıképesség-értékek
becslése gyakran nem kielégítı. Nagy agyagtartalmú talajok esetében ezért nem használható
az a széles körben elterjedt becslési eljárás, melyben a szervesfolyadékvezetıképességet
a vízvezetı képességbıl (hidraulikus vezetıképesség) becslik. Ezen
becslı eljárásban a számításhoz felhasználják a folyadékpárok eltérı viszkozitási és fajlagos
tömeg értékeit, miközben feltételezik, hogy a talaj (a porózus közeg) és a folyadék
fázis(ok) között nem játszódik le semmilyen fizikai-kémiai, kémiai kölcsönhatás ("ideális
porózus közeg") (Kozeny-Carman egyenlet; KOZENY, 1927; CARMAN, 1956):
332
K so = K sw . (µ w . ρ o ) / (µ o . ρ w )
(ahol: K so : szerves folyadékvezetı képesség; K sw : hidraulikus vezetıképesség; µ w és µ o : a
víz és a szerves folyadék viszkozitása; ρ w és ρ o : a víz és a szerves folyadék fajlagos tömege).
A szerves folyadékvezetı képesség becslések hibáját eredményezı folyadék fázis -
szilárd fázis kölcsönhatások megnyilvánulása a talajok duzzadása vagy zsugorodása is.
A folyadéktelítés és a folyadékvezetı képesség mérés közben a víz és a szerves folyadékok
hatására eltérı mértékben duzzadnak a talajminták, különbözı mértékben változik
a talajok differenciált porozitása (pórusméret eloszlása), a pórusméretek pedig
meghatározzák a folyadékvezetı képesség mértékét.
Vizsgálati anyag és módszer
Folyadékvezetı-képesség méréseinkhez egymástól jelentısen eltérı, jellemzı hazai
talajszelvényeket választottunk ki és mintáztunk meg genetikai szintenként. A kísérleti
eredmények szélesebb körő kiterjeszthetıségének érdekében különféle agyagásvány