Infiltration och avrinning under snösmältningsperioden: fältobservationer och numeriska simuleringar

LICENTIATUPPSATS ^{1986:08 L}

INFILTRATION OCH AVRINNING UNDER SNÖSMÄLTNINGSPERIODEN

Fältobservationer och numeriska simuleringar

HELÉN ENG ELMARK Serie A nr 145

,LötAIV/

c-`•

0 g ti 7. rrj

LAIV. 2'4

e

WREL

HÖGSKOLAN I LULEÅ

INFILTRATION OCH AVRINNING UNDER SN05Hiil.TNINGSPERI0DEN

Faltobservationer och numeriska simuleringar

INFILTRATION ANO RUN-OFF DURING THE PERIOD OF SNOW HELT

Field observations and numerical simulations

HELEN ENGELHARK

Division of Water Resources Engineering (WREL)

Rapport

Serie A nr 145 • LULEA 1986

Adress: Avdelningen for Vattenteknik Tekniska Hogskolan i LuleA S-951 87 LULEA, Sverige Telefon: 0920 - 91 000

Telex: 80447 LuHS

De huvudsakliga resultaten i detta licentiatarbete har tidigare presenterats i en uppsats i Nordic Hydrology Vol. 15, 1984 samt vid ett symposium i Luleå "VA-hantering i kallt klimat" (Engelmark 1985).

Mätmetoder och mätfel redovisas och diskuteras tämligen ingående i aysikt att erfarenheterna skall vara till nytta för andra som genom- för mätningar inom området.

Föreliggande forskningsarbete har genomförts med stöd av anslag från Byggforskningsrådet (BFR). Tekniker Anders Westerberg har biträtt vid fältmätningarna och professorerna Anders Sellgren och Urban Svensson har givit värdefulla synpunkter vid utformningen av denna avhandling. Till dessa och övriga som stött arbetet framföres ett varmt tack.

Luleå 3 maj 1986

Helen Engelmark

FÖRORD

SAMMANFATTNING

SUMMARY

1 INLEDNING

2 BESKRIVNING AV INFILTRATIONSPROCESSEN

2.1 Ofrusna och omättade förhållanden

2.2 Frusna och omättade förhållanden

2.2.1 Sammankoppling av ekvationerna för fukttransport och värmeöverföring

2.3 Frusna jordars termiska och fysikaliska egenskaper 2.3.1 Hydraulisk konduktivitet och ofruset vatteninnehåll 2.3.2 Portryck

2.3.3 Diffusionskoefficient

2.3.4 Termisk konduktivitet och värmekapacitivitet

3 FÄLTMÄTNINGAR I BENSBYN

3.1 Områdesbeskrivning 3.1.1 Provytor

3.1.2 Markfysik

3.2 Installationer - metoder 3.2.1 Program

3.3 Resultat

3.4.2 Marktemperatur 3.4.3 Tjäldjup 3.4.4 Snötaxering 3.4.5 Markfukt 3.4.6 Tjällyftning

4 BESKRIVNING AV EN EN-DIMENSIONELL BERÄKNINGSMODELL FOR YTAVRINNING OCH INFILTRATION I FRUSEN MARK UNDER SNÖSMÄLTNINGSPERIODEN

4.1 Parameterval

4.1.1 Hydraulisk konduktivitet och ofruset vatteninnehåll 4.1.2 Portryck

4.1.3 Termisk konduktivitet och värmekapacitivitet

4.2 Simuleringsresultat

5 JÄMFÖRELSER AV SIMULERINGS- OCH FÄLTRESULTAT, DISKUSSION

6 SLUTSATSER

7 REFERENSER

BILAGOR 1 Marktemperaturer under gräsyta i Bensbyn 2 Marktemperaturer under grusyta i Bensbyn 3 Marktemperaturer under skogsyta i Bensbyn 4 a,b Fuktvärden under gräsyta i Bensbyn 5 a,b Fuktvärden under grusyta i Bensbyn 6 a,b Fuktvärden under skogsyta i Bensbyn

7 Kalibreringskurva till neutronsondmätning för gräs- och grusyta i Bensbyn

8 Kalibreringskurva till neutronsondmätning för skogsyta i Bensbyn

9 Lufttemperatur i Bensbyn Oktober-82 - Juni-83 10 Avrinningen i Bensbyområdet April - Maj 1983 11 Snötaxeringsdata

12 Mätinstallationernas påverkan av tjällyft

Avsikten med detta arbete var att simulera endimensionell strömning vertikalt i den frusna markzonen med en matematisk modell, att jäm- föra beräknade data med fältobservationer och att uppskatta avrinning och infiltration under snösmältningsperioden för olika typer av ytor.

Den matematiska modellen består av en kopplad fukttransport- och värmeöverföringsekvation och ett samband mellan ofruset fuktinnehåll och temperaturer under 0 ° C. Den numeriska lösningen formulerades på explicit finit differensform.

Infiltrationsförloppet i tjälad mark studerades översiktligt i fält varvid mätningar av marktemperaturer, markfuktinnehåll, tjäldjup, snödjup och grundvattennivåer gjordes på ytor representerande gräs, grus och skog i ett avrinningsområde med ytan 1.8 km2 . Lufttempera- tur och nederbörd registrerades i området och ytornas markfysik bestämdes. Mätningarna pågick från oktober 1982 till juni 1983 med största mätintensitet under snösmältningsperioden.

Modellsimuleringarna koncentrerades till snösmältningsperioden och till gräsytans markprofil, en (sandig) lerig silt. Parametrarna för tukttransport och värmeöverföring som utnyttjades i modellen base- rades på litteraturdata för jordmaterial med liknande egenskaper.

Fukt- och temperaturförloppet simulerades till djupet 0.45 m under april månad 1983. Resultaten visade att infiltrationskapaciteten under hela månaden uppgick till ca 45 mm (om alla månadens dagar hade haft smältvatten tillgängligt vid markytan). Då total effektiv snö- smältning (snö plus regn) uppgick till ca 180 mm på gräsytan och med hänsyn till smältvattentillgängliga dagar innebar detta att ca 20 % (ca 35 mm) av effektiv snösmältning tillfördes marken och att åter- stoden ca 80 % avrann på ytan. Vidare framgick det att grundvatten- magasinet påfylldes med approximativt lika stor mängd vatten som infiltrationskapaciteten vid markytan under perioden (vid infiltra- tionskapaciteten 45 mm var perkolationen till grundvattnet 40 mm, ackumulationen i jordprofilen var alltså 5 mm). De numeriska simule- ringarna visade att fuktutbredningen starkt påverkades av valet av hydrauliska parametrar medan temperaturförloppet var mindre

parameterkänsligt.

pet i den frusna omättade markzonen. Denna uppskattning gjordes för en tio dagars period innehållande den huvudsakliga snösmältningen.

Avrinningen under dessa dagar var ca 80% (30 mm) av den effektiva snösmältningen medan ca 20% infiltrerade i den grästäckta marken som bestod av (sandig) lerig silt. I skogsmark i området, där jordmaterialet bestod av mellansand infiltrerade en aysevärt större andel, ca 65 % (48 mm) och återstoden ca 35 % avrann på ytan.

Dygnsfördelningen under denna tio dagars period visade däremot att infiltrationen per dygn maximalt uppgick till 43 % av effektiv snösmältning i siltjorden och under ett par dygn var förhållandena sådana att inget vatten infiltrerade. För mellansanden var dygns- infiltrationen under ett dygn endast 5 % av smältvattnet och under två dygn infiltrerade all smältvattentillförsel.

Resultat från fältobservationerna visade att marktemperaturerna på alla mätnivåer, under samtliga tre ytor (gräs, grus och skog) sjönk markant så snart marken blev snöfri, trots att lufttemperaturn översteg 0 ° C (uppmätt kl. 07.00).

Huvudsakliga slutsatser av fält- och simuleringsresultat för infiltration och avrinning under snösmältningsperioden:

- infiltrationen i den grästäckta marken (sandig lerig silt) var ca 20 % av effektiv snösmältning och avrinningen var ca 80 % - infiltrationen i skogsmarken (mellansand) var betydligt större,

ca 65 % av effektiv snösmältning och avrinningen var där ca 35 %

Känsligheten hos simuleringsresultaten gentemot parametervariationer och de krav på noggrannhet vid fältobservationer som denna känslighet ställer, kommer att bli föremål för fortsatt forskningsarbete.

The objective of this work was to study water infiltration in unsatu- rated frozen soil by simulating one-dimensional vertical water move- ments in the subsurface frozen zone with a mathematical model. The purpose was also to compare calculated data with field observations and to estimate the infiltration and snow melt run-off from a water- shed consisting of arable, pasture and forest land.

The mathematical model consists of a coupled heat and moisture trans- fer equation and an expression relating unfrozen moisture content to temperatures below freezing point (0 0 C). For numerical analysis this model was formulated as an explicit finite difference scheme.

The process of infiltration in frozen soil was studied in the field.

Observations of soil temperatures, soil water contents, frost depths, snow depths and groundwater elevations were made and soil-samples were taken from surfaces representing grass, gravel and forest in a watershed area of 1.8 km2 . Field observations were started in October 1982 and completed in June 1983. Observations were made most frequent- ly during the period of snow melt.

The numerical simulations dealt with the case of the soil profile of grass surface containing Silt Loams during the period of snow melt.

The heat and moisture transfer parameters used in the model are mainly based on data of soil material with similar properties given in the literature. The process of moisture and heat transfer to a depth of 0.45 m was simulated for the month of April 1983. The results showed that the capacity of infiltration during that entire period amounted to approximately 45 mm (if meltwater was available at the ground sur- face on all the days of the month). Since the amount of total effec- tive snow melt at the grass surface was approximately 180 mm and taking the number of days with snow melt at the surface into consideration, this implies that ca. 20 % (35 mm) of the effective snow melt was in- filtrated into the soil and the remaining ca. 80 % ran off on the sur- face. Furthermore, it appeared that the groundwater storage was filled with approximately the same quantity of water as the capacity of in- filtration at the surface during this period. The simulations showed that the moisture distribution was significantly influenced by the choice of hydraulic parameters. However, the temperature variations were not so sensitive to these parameters.

the process of moisture and heat transfer in the frozen unsaturated subsurface soil. This estimate was made for the last ten days of the snow melt period. These days accounted for the main amount of the entire effective snow melt. The run-off during this ten-day long snow melt period was roughly 80 % (30 mm) of the effective snow melt while the infiltration into the grass-covered soil was roughly 20 %.

In the forest land, which consisted mainly of Medium Sand, a much larger percentage of the water, roughly 65 % (48 mm), infiltrated into the soil and hence roughly 35 % of the effective snow melt ran off from the forest land. According to a degree-day method the effec- tive snow melt was distributed on a daily basis. During one day in- filtration reached a maximum of 43 % of the effective snow melt into the grass-covered soil, but conditions prevented all water infiltra- tion into this soil during a two-day period. In the Medium Sand of the forest a minimum of 5 % infiltrated during one day. During another two-day period all the effective snow melt infiltrated into the Medium Sand.

Results from the field observations showed that all temperatures to a depth of 0.90 m below all three surfaces (grass, gravel and forest) decreased significantly as soon as the entire snow cover melted.

These results occurred at the same time as air-temperatures rose above freezing point, 0 ° C (measured at 07.00 a.m.).

The main conclusions of the results of the field observations and the numerical simulations of infiltration and run-off during the period of snow melt are the following:

- the infiltration into the grass-covered soil which consisted of Silt Loams was ca. 20 % of the effective snow melt while the run-off was ca. 80 %.

- the infiltration into the forest soil which consisted mainly of Medium Sand was much larger ca. 65 % of the effective snow melt while the run-off was ca. 35 %.

The sensitivity of the simulation results to parameter variations and the demands for accuracy in the field observations which are imposed by this sensitivity will be subjects of continued research.

1 INLEDNING

Infiltration och avrinning från gräs-, grus- och skogsytor i tätt- bebyggda områden under och efter snösmältningsperioden är av stor betydelse för tillrinning i dagvattensystem.

Olika vinterklimat råder i Sverige, beroende av det geografiska lä- get. I de sydligaste delarna av landet utgörs vinternederbörden mest av regn eller av snö som snabbt tinar undan, medan de norra delarna av landet mestadels får snö som ackumuleras på marken (ca halva årsnederbörden kommer i form av snö). I södra Sverige går snösmält- ningen snabbt, i regel har snön smält bort på mindre än en vecka.

I norra Sverige där snömängden är mycket större är däremot smält- periodens längd normalt 3-4 veckor (Bengtsson och Nilsson, 1981).

Infiltrationsförhållanden i frusen jord bestäms av en rad faktorer, bl a ytskikt, jordart, fuktinnehåll och temperatur. Ett antal smält-återfrysnings-cykler före snösmältningsperiodens början kan för en tid täta en tidigare väl genomsläpplig yta genom att ett ogenomträngligt islager bildas på markytan under snötäcket.

I ett tättbebyggt område finns en mängd olika typer av ytor repre- senterade. Det är dels hårdjorda ytor, asfalt och tak dels

naturliga ytor, gräs-, grus- och skogsytor. De naturliga ytorna är genomsläppliga. Hur permeabla de är varierar inte bara med ytskiktet utan också med underliggande jordart. Två olika ytor med samma jord- art, t ex tuvig ängsmark och anlagd gräsyta har olika infiltrations- förutsättningar vid snösmältningens början. Infiltrationsförmågan styrs ändå under hela snösmältningsperioden av underliggande mark- slags kapacitet att ta emot och transportera smältvatten vidare lateralt eller till grundvattnet, eftersom snösmältningsperiodens längd i regel är väl utsträckt i tiden.

Huvudmomenten i detta projekt var att simulera fuktutbredning och temperaturutveckling i frusen markzon med en matematisk modell, att jämföra beräknade data med fältobservationer och att uppskatta avrinningen under snösmältningsperioden för olika typer av ytor.

Infiltrationsförloppet simulerades med en endimensionell matematisk modell som beskriver fukttransporten och värmeöverföringen samt fasövergången is/vatten i jordmaterialet.

Infiltrationsförloppet i tjälad mark studerudes vel.:iiktligt i fält varvid hydrologiska observationer gjordes och markprover togs på ytor representerande gräs, grus och skog i ett avrinningsområde med ytan 1.8 km2 . Modellsimuleringarna har koncentrerats på gräsytans markprofil, en (sandig) lerig silt. Parameterdata som utnyttjas i modellen har baserats på litteraturuppgifter för jordmaterial med liknande egenskaper.

De uppskattade vattentransportförhållandena i den frusna jordpro- filen utnyttjades tillsammans med uppmätta avrinnings- och snödata för att översiktligt beskriva den storskaliga snösmältningsavrin- ningen i det studerade området.

2 BESKRIVNING AV INFILTRATIONSPROCESSEN

Infiltrationsprocessen i systemet jord-vatten styrs huvudsakligen av tryckgradienter och hydraulisk konduktivitet. Vatten strömmar från hög till låg potential. Vattnets totala potential utgörs av tryckpotential (tryck) och lägespotential (höjdläge). Den senare, förorsakad av jordgravitationen, minskar alltid med en meter per meters förflyttning nedåt från markytan. Låg potential (lägre än atmosfärens) gäller i den omättade markzonen och lägsta trycket (=största undertrycket) uppnås när en jord blir nästan helt torr.

När en jord blir vattenmättad blir trycket lika med eller större än atmosfärstrycket. Figur 2.1 visar förhållandena hos tryck och vatteninnehåll för tre olika flödessituationer.

VATTENTRYCK

undertryck övertryck

VATTENINNEHÄLL

[m vattenpelare)

\\ [volymVe]

\. \a'

0\ _{\\ \\} markvatten

e

Nedåtriktat flöde

Djup, Z Erni Djup, Z [rn1

grundvatten

Figur 2.1 Tryck- och vatteninnehåll för tre olika flödessituationer.

I en mättad jord är drivkraften för vattenrörelser huvudsakligen gradienten av den positiva tryckpotentialen. Om samma jord är omättad gäller däremot att de primära drivkrafterna är gradienten av undertrycket och gravitationskraften. Vid lågt fuktinnehåll dominerar gradienten av undertrycket medan gravitationskraften är mer betydelsefull vid högt fuktinnehåll. Den hydrauliska kondukti- viteten är ett mått på jordens förmåga att leda vatten. Den beror av jordens porstorleksfördelning, porsystemets uppbyggnad och jordens vatteninnehåll. Finkorniga jordar har lägre hydraulisk konduktivitet än grovkorniga jordar. För varje jord gäller att den hydrauliska konduktiviteten är störst när jorden är vattenmättad och avtar med minskad mättnadsgrad. Figur 2.2 visar exempel på detta för några olika jordar.

Hydraulisk konduktivitet (m/si

Mel lansandig grovsand

10-2 (Jonasson 1981)

10-3

10-4 Ensorterad grovnio

(Jonasson 1981)

10-5 Grovmo

10-8 (Jonasson 1981)

Lättlera

10-7 ( Light Clay, Eagleson 1970)

10'8 10'9 10-10 10-11 10-12

• • • - Fuktinnehåll 10 20 30 40 50 (volym

Figur 2.2 Hydraulisk konduktivitet mot fuktinnehåll för några olika jordar (beräknade ur mätdata).

I systemet jord-vatten-is (dvs under frusna förhållanden) styrs infiltrationsprocessen på samma sätt som i jord-vatten-systemet av portrycksgradient och hydraulisk konduktivitet men dessutom av temperaturgradient, systmets termiska konduktivitet och värmekapa- citivitet samt av smält- och isbildningsvärme.

2.1 Ofrusna och omättade förhållanden

En ekvation som beskriver fukttransport i ofrusen omättad homogen mark erhålles om kontinuitetsekvationen utnyttjas tillsammans med Darcy's lag.

ao a r, 8K Yt = Uzi- ozj Ui

0 = fuktinnehåll, volymsandelar vatten av totala jordvolymen t = tid (s)

z = djup i vertikalled, positiv nedåt (m) K = hydraulisk konduktivitet (m/s)

T = fuktpotentialen, portryck, (m vattenpelare)

På grund av högt hydrauliskt motstånd till poröst flödesmedium är tidsvariationerna små. Därför antas Darcy's lag gälla momentant för icke-stationära förhållanden.

(2.1)

Formuleringen av fukttransporten enligt ekvation (2.1) innebär an- tagandet att transporten huvudsakligen sker i vätskefas med hydrau- liska gradienter som drivkrafter.

For att beskriva värmeöverföring i ofrusen jord används den vanliga värmeledningsekvationen.

a {

,

=

aT1 , ^3T

-T bz] 8t (2.2)

T = temperatur (i3 C)

KT = termisk konduktivitet i systemet jord-vatten (J/s mC) z = djup i vertikalled, positiv nedåt (m)

Cm = volymetrisk värmekapacitivitet i systemet jord-vatten (J/m3 D C) t = tid (s)

I denna formulering av värmeöverföringen försummas konvektiva värmeeffekter.

2.2 Frusna och omättade förhållanden

I systemet jord-is-vatten samverkar huvudsakligen tre processer;

fukttransport, värmeöverföring och fasförändring. Ekvationerna för fukttransport och värmeöverföring i ofrusen jord (2.1) och (2.2)

utökas vardera med ett uttryck för fasförändring enligt följande (efter Taylor och Luthin 1978)

Be 2I 3 91 ar0. ^{31 8K} at ert = Ui A bz - 8z 8.1. 21 as' [, BT

C -

at = bz A m äT. - ^{L --} _{T 8z]}

= ofruset fuktinnehåll, volymsandelar vatten av totala jordvolymen 0I= isinnehåll, volymsandelar is av jord

gI= densiteten för is (kg/m3 ) g = densiteten för vatten (kg/m3 )

L = effektivt isbildnings-/smältvärme (J/m3 )

Cm= volymetrisk värmekapacitivitet i systemet jord-is-vatten (J/m3 0 C)

KT= termisk konduktivitet i systemet jord-is-vatten (J/s m o C) K = hydraulisk konduktivitet (m/s)

T = fuktpotentialen, portryck, T = f(0) (m vattenpelare)

(2.3)

(2.4)

t = tid (s)

z = djup i vertikalled, positiv nedåt (m) T = temperatur (o

C)

Ang- och fukttransport på grund av temperaturgradienter försummas.

Eftersom T=f(0) kan man med hjälp av kedjeregeln skriva 3T 30 8T

K Ui = Ui K

Inför man en diffusionskoefficient för jord-vatten-is enligt D(0) = K uu ay

kan ekvation

(m2 fn)

(2.3) skrivas på formen

(2.5)

38 „ ^{g I38} I b

= bz8zj ^[D 801 _- ^8K

8z (2.6)

3t p 3t

Ekvationerna (2.4) och (2.6) exkl gravitationstermen, - använde 3z

Hromadka - II m fl. 1981 i en redogörelse för modellering av fas- förändringar i en horisontell kolonn under frysning.

2.2.1 Sammankoppling av ekvationerna för fukttransport och värmeöverföring under frusna förhållanden

Efter omskrivning av

Cm 3T gI aei 3

ekvation KT 3T

ai

ekvation

(2.4) erhålls

(2.6) ger -

L- -3-t7 p -273-C- = 3zIL-

Addering av denna till cm 3T , 80 K

T

L 3t ett = L 3z

„ 3 Uzr

r,

- 8z (2.7)

Hromadka m fl. 1981 beskrev fuktinnehållet med en funktion av temperaturer mindre än 0 oC.

8 = 0(T) , T < 0 ° C (2.8)

Ofruset vatteninnehåll i en given jord är oberoende av initiellt vatteninnehåll så snart frysningen sätter igång (Jame och Norum 1972). Låt 0(T) gälla för alla T < 0 ° C, oaysett mättnadsgrad.

Införs 8(T), T<0 ° C och ui 38

3T 38

= 0* så kan i ekvation (2.7) -- ersättas 8T

bz

3z 3T _och 8T ao

med -_8_2 eftersom ae -- ersättas med (Tii t enligt samma

O*3z 3t

förfarande. ^3T

Följande formulering är nu möjlig

Cm 30 30 3 K

T 30 I , 8 FD

= -

ael 3K L 0* 8t bt 3z L 0* 32 ' äir 8z

eller efter omskrivning på formen

ao _ a [[ K

T + D L 0*

80 [[ L0* ] Kl at — Uz c

m + L 0* ]3z 3z C

m+ L 0*

2.3 Frusna jordars termiska och fysikaliska egenskaper Egenskaper och samband hos parametrar och koefficienter i ekva- tionerna (2.4) och (2.6) beskrivs närmare i följande underkapitel.

2.3.1 Hydraulisk konduktivitet och ofruset vatteninnehåll

Det obundna fuktinnehållet i jorden börjar frysa då temperaturen går under fryspunkten, noll grader Celcius. Enligt Harlan (1973) sker en sänkning av fryspunkten då fuktinnehållet i vattenfas minskar och den största sänkningen sker i det vatten vilket hårdast är bundet till jordpartiklarna. En ytterligare sänkning av fryspunkten ^{sker på} grund av att salterna i porvattnet koncentreras allt eftersom por- vatten övergår till is (Cary m.fl 1972).

Hydraulisk konduktivitet eller permeabilitet för en ofrusen jord kan beskrivas med en funktion av fuktinnehållet, K=f(0). Funktionen varierar för olika jordar. Maximal hydraulisk konduktivitet uppnås då jorden blir mättad (Figur 2.2).

För frusna förhållanden kan på samma sätt hydraulisk konduktivitet relateras till fuktinnehåll. Eftersom fuktrörelsen huvudsakligen sker i vattenfas syftas här på det ofrusna fuktinnehållet i den frusna jorden. Andelen ofrusen fukt av totala jordvolymen beror av temperatur och jordart. Förmågan att hålla vatten adsorptivt bundet till jordpartiklar varierar för olika jordar och det är till stör- sta delen detta vatten som hålls ofruset vid temperaturer under noll grader Celcius.

Burt och Williams (1976) utvecklade en apparatur för att undersöka den hydrauliska konduktiviteten hos frusna jordar. Några av deras resultat visas i Figur 2.3-2.4 med tillhörande jordars kornstor- lekskurvor i Figur 2.5.

(2.9)

Silt

f °/0 finare än1

99.99 99.9 99 95 90 80 70 50 30 20 10 5 1 0.1 0.01

250 p

125 p

62.5p

31 p 15.6p

7.8 »

3.9 » 2.0p

Figur 2.5 Kornstorlekskurvor för jordarter som användes i experi- menten vars resultat visats i Figur 2.3-2.4 (efter Burt och Williams 1976).

10-8

konduktivitet I cm /sekund l 10-8 10-4

, Leda clay

Oneida Clayey Silt

___ Fithian Itlite

-3 -4 - 5 Temperatur PC]

-1 -

Figur 2.3 Of ruset vatteninnehåll 10-10

0

Temperatur f °C]

Figur 2.4 Hydraulisk konduktivi- tet för några olika frusna jordar (efter Burt och Williams 1976) mot temperaturer mindre än 0 ° C

för olika jordarter (vilka Burt och Williams 1976 använde i tester av hydraulisk konduktivitet)

Densely Lensed Oneida Clayey Silt

,

sits Unlensed Slims

Valley Silt

Densely Lensed

A_ Leda Clay

Unlensed Fline Sarin]

41 [meter vuttenpelare]

100000

10000 1000 100 10 1

0.02 01

Ur Figurerna 2.3-2.5 framgår det dominanta inflytande jordtyp och temperatur har på mängden ofruset vatten och därmed också den hyd- rauliska konduktiviteten vid frusna förhållanden. Försöken är gjorda med mättade jordar.

En omättad jord har samma förhållande mellan ofruset fuktinnehåll och temperaturer under 0 ° C som en mättad jord oberoende av initiellt vatteninnehåll före frysning. Jame (1972) visade detta experimentellt med en kalorimetrisk metod.

2.3.2 Portryck

Portryck eller fuktpotential definieras såsom skillnaden i tryck mellan jordens omgivande luft och porvattnet. När porvattnet successivt minskar inträffar ett undertryck av ökande storlek i vattnet, Williams (1977). Detta samband kan beskrivas med att portrycket är en funktion av vatteninnehållet i jorden, Y.20).

Denna funktion varierar beroende på den aktuella jordens samman- sättning. Undertrycket minskar med ökande fuktinnehåll för att vid jordens mättnad anta atmosfärstrycket (Figur 2.1). Generellt kan sägas att ju finkornigare jorden är desto större är undertrycket vid samma fuktinnehåll. En lera kan ha upp till flera tusen gånger större undertryck i porvattnet (uttryckt i m vp) än en sand vid motsvarande fuktinnehåll. Bestämning av olika jordars Y(0)-samband brukar åskådliggöras i s k bindningsdiagram kallas även pF-kurvor.

Figur 2.6 åskådliggör tydligt hur portrycket varierar beroende av vatteninnehåll och jordtyp.

Figur 2.6 Portryck som funktion av vatteninnehåll för olika jordar a) sand (0.5 - 1 mm), b) finmo, c) lera respektive en matjordart - d) svagt lerig sand

(efter Andersson och Wiklert 1972).

10 20 30 40 50 ISEvotym `Zol

Koopmans och Miller (1966) och Williams (1967,1976) har visat ett entydigt samband mellan det ofrusna vatteninnehållet och under- trycket vilket står i samband med samma vatteninnehåll i en ofrusen jord (Williams 1977). Då återstoden av porutrymmet antingen är fyllt med luft (ofrusen jord) eller is (frusen jord) så är portrycket det- samma för aktuellt vatteninnehåll.

2.3.3 Diffusionskoefficient

Diffusionskoefficienten beskriver inte någon egentlig diffusion utan ett massflöde som beror av den hydrauliska konduktiviteten och portrycksgradienten K(

0) för den frusna jorden. Dessa parametrars 3

värden beror enligt tidigare genomgång av temperaturer mindre än 0 ° C och jordtyp.

2.3.4 Termisk konduktivitet och värmekapacitivitet

Värmeledningsförmågan varierar för olika jordmaterial. Frusen jord innehåller både is och ofruset vatten vilket påverkar värmelednings- egenskaperna i jorden.

Jord har 2-6 gånger större värmeledningstal än rent vatten beroende av jordtyp. Skillnaden mellan is och jord är däremot inte lika stor.

Storleken av termisk konduktivitet i systemet jord-is-vatten be- stäms lämpligen av något samband som tar hänsyn till andelar jord, is respektive vatten.

De tre komponenterna jord, is och vatten har även olika värden på värmekapacitiViteten. Storleken av systemets volymetriska värmeka- pacitivitet beräknas på liknande sätt som för termisk konduktivitet dvs hänsyn tages till andelar av respektive komponent i systemet.

En omättad frusen jord innehåller även luft. Luftandelen kan försummas eftersom felet blir mindre än 0.5 % för den termiska konduktiviteten i systemet och mindre än 0.02 % för den

volymetriska värmekapacitiviteten.

3. FÄLTMÄTNINGAR I BENSBYN

För att studera infiltrationsförloppet i tjälad mark genomfördes fältmätningar av fuktinnehåll, temperatur, tjäldjup och grundvat- tennivå.

3.1 Områdesbeskrivning

Mätområdet förlades till Bensbyn, en by 5 km norr om Luleå, efter- som där fanns tillgång till nederbörds- och temperaturmätningar (manuella) och avrinningen från området registrerades med ett 900 V-formatöverfall, s k Thompsonöverfall. Avrinningsområdets to- tala yta är 1.8 km2 . Området består till ca 70 % av skog och till ca 30 % av åker och äng (Figur 3.1).

0 0,5 1401cm

Figur 3.1 Avrinningsområdet, 1.8 km2 i Bensbyn (efter Sellgren 1983) MO = mätområde

MS = manuell station

Ab = automatstation - överfall.

3.1.1 Provytor

Observationer gjordes på tre olika provytor. En av ytorna var belä- gen på skogsmark (Bild 3.1) där ytlagret bestod av barr, torra asp- löv, lingon- och blåbärsris. De två andra var belägna på odlad mark (Bild 3.2). Skogsytan var belägen på en något högre nivå än åker- ytorna.

Den ena ytan på odlad mark fick behålla ursprunglig gräsvegetation, medan den andra ytans översta gräs- och jordlager ersattes med ca 100 mm singel (diameter ca 10 mm).

Bild 3.1 Mätinstallationer på skogsyta i Bensbyn.

Bild 3.2 Mätinstallationer på gräs- och grusyta i Bensbyn.

3.1.2 Markfysik

De två provytorna gräs och grus låg precis intill varandra. Förutom översta lagret vid markytan var jordprofilerna lika.

Jordprover togs på nivåerna 0.10, 0.30 och 0.55 m under markytan.

Vid provtagningen användes en vattenvolymeter vilket innebar störda prover. I Tabell 3.1 redovisas materialdata för gräs- och grusytans markprofil.

100 90

ca. 80 E

• 70

• 60 c 50 E 40

1• :2 30

2 20

Tabell 3.1 Materialdata för markprofil under gräs- och grusyta i Bensbyn, november 1982.

Nivå Skrym- Torr- *Kornpakt_ Mättnads- Porositet densitet densitet densitet densitet

(m) (kg/m3

) (kg/m3

) (kg/m3

) (kg/m3 )

0.10 1830 1350 2630 1840 0.49

0.30 1760 1360 2760 1900 0.51

0.55 1910 1360 2710 1860 0.50

*Kompaktdensiteten bestämdes med Beckman Pyknometer.

Jordarterna i markprofilen bestämdes till sandig silt (Sandy

Loams), sandig lerig silt (Silt Loams) och siltig lera (Clay Loams) för nivåerna 0.10, 0.30 respektive 0.55 m. Bestämningen baserades på mekanisk vätsiktning och sedimentationsanalys för finfraktioner mindre än 0.053 mm. Kornstorlekskurvor visas i Figur 3.2.

IIIIMIIII IIIIIIIIIIrgär 11111•1111111111 1111E111

112 II

11111111.111111111111• II IIIIIIIi•II 111111121 II II

1111 I I EIJI II 111.911 II II I III 111511111111 II II I 1111ill11111

1111 , II II 1011 II 1111 MIER

0,05 0,075

0 . 0,2 15

0,4 1 0,3 0,5

0 2 1,5

3 4 5 56

011,316 10 15

30 20 32

40 50

60 0,031 6,062 0,125 0,25

El Fri maskvidd för siktar,mm

Figur 3.2 Kornstorlekskurvor för markprofil under gräsyta i Bensbyn.

III 11 11 111111111,3121

Ill 111111 11E1021Eii111 •

1211111M11 1 111 Ilan

III lil

IIII1E11111111 11 1 1111111111M111111 II II 1

1111/5111111 II II 1 • inzigoi minviin _Mellansand

__Si tg grusg sand 0 45m d up Bensbyn finsand 0.65m d Bensbyn

lit

005

iIIMI1311

---Siltig up

11111 11111 II 1111131111111111

0.1 0075

02 015 025

03 05 0.4

1.0 1.5 2 3 45 10 1 20 3. 4050 5.6 5 11.3 16 32 60

100 90 80 60 50 40 33 20 10 iktpPasserande mängd, vrocent 0

Skogsytans förnalager vid markytan var ca 8 cm djupt. Prover togs på nivåerna 0.15, 0.30, 0.45 och 0.65 m under markytan. Vid prov- tagningen användes även här en vattenvolymeter. I Tabell 3.2 redo- visas materialdata för skogsytans markprofil.

Tabell 3.2 Materialdata för markprofil under skogsyta i Bensbyn, juni 1983.

Nivå

(m)

Skrym- densitet (kg/m3 )

Torr- densitet (kg/m3 )

Kompakt- densitet (kg/m3 )

Mättnads- densitet (kg/m3 )

Porositet

0.15 1200 1050 2630 1650 0.60

0.30 1590 1430 2660 1890 0.46

0.45 1790 1640 2680 2030 0.39

0.65 1960 1750 2700 2100 0.35

*Kompaktdensiteten bestämdes med Beckman Pyknometer.

Jordarterna i markprofilen bestämdes till mellansand (Medium Sand), mellansand (Medium Sand), siltig grusig sand (Loamy Coarse Sand), och siltig finsand (Loamy Fine Sand), för nivåerna 0.15, 0.30, 0.45 respektive 0.65 m. Bestämningen baserades på mekanisk våtsiktning.

Kornstorlekskurvor visas i Figur 3.3.

64

0FM maskvidd för siktar, mm

Figur 3.3 Kornstorlekskurvor för markprofil under skogsyta i Bensbyn.

0031 0.062 0.125

3.2 Mätinstallationer - metoder

På de tre ytorna gjordes mätinstallationer enligt Figur 3.4.

400 600 600

•TJ 'I i'

•T 500

OF • F • F

800 800 ). [mm)

Figur 3.4 Typskiss över mätinstallationer på gräs-, grus- och skogsyta i Bensbyn. TJ= tjäldjupsmätning, T= temperatur- mätning, GV= grundvattenmätning, F= markfuktmätning.

Grundvattenrören, stål 050 mm till 2.0 m djup, var av öppen typ.

Vattennivåer mättes med lyslod. För mätning av tjäldjup installera- des ytterrör av plast 019 mm med innerrör av plast 015 mm, vilka fylldes med destillerat vatten blandat med en liten mängd metyl- blått (1:4000). Vid frysning avfärgades vattnet och därmed kunde tjäldjupet avläsas.

Installationen för temperaturmätningen bestod av termoelement (kop- parkonstantan) fästade runt ett PVC-rör var 15:e cm mellan nivåerna 0.00-0.90 m. Termoelementen var anslutna till en omkopplare och vid mättillfällena anslöts till denna ett temperaturmätningsinstrument (Fluke 2190-A Digital Thermometer med Fluke Y2009 Battery Pack).

Markfuktrören bestod av galvaniserad stål 050 mm. Fuktinnehållet mättes med NEA Basc Depth Moisture Probe, en djupfuktsond med neut- ronkälla (Figur 3.5).Mätningen på en nivå ger inte ett punktvärde utan ett medelvärde för en sfär där sonden är placerad i sfärens mittpunkt. Sfärens storlek varierar med fuktinnehåll, en torr jord medför större sfär medan en fuktig jord medför mindre sfär. Enligt King (1967) bör man normalt inte mäta grundare än ca 20-30 cm under markytan eljest kan snabba neutroner försvinna upp genom markytan och därmed sänka mätvärdet. Mätningarna registrerades i en speciell mäten- het och avlästes manuellt. Värdena erhölls i volymprocent via ett kalibreringssamband. Detta bestämdes genom samtidig mätning med sond och provtagning för gravimetrisk bestämning av fuktinnehållet (tork- prov där viktskillnad före och efter torkning bestämmer fuktinnehåll- et). Markfuktmätningar gjordes var 15:e cm mellan nivåerna 0.15-0.90 m.

Foto multi pli kator Scinti I lator Neutr on källa Djupfukt sond

Neutronmonster

Djupindikator

Neutronskydd

Rörinstallati on Förförstärkare

Vid sammanställning av mätningar oktober-januari framgick det att fuktinnehållet hade minskat på nivåerna 0.30 m och djupare så snart marken hade blivit snötäckt medan nivån 0.15 m visade ett ökat fuktinnehåll. Av denna anledning förtätades mätnivåerna att även innefatta 0.20 m och 0.25 m.

Figur 3.5 Djupfuktsond med neutronkälla

3.2.1 Mätprogram

Mätningar påbörjades 14 oktober 1982. Mätintensiteten var ca 1 gång per vecka t o m december 1982. Därefter mättes ca 2 gånger per månad fram till mitten av mars 1983. Mättillfällena utökades då till ca 2 gånger per vecka för att erhålla mer data under snösmältningsperioden.

Mätningar pågick fram till 9 juni 1983.

Förutom under 3.2 beskrivna mätningar utfördes snötaxeringar fr o m 10 december 1982. Nederbörds- och lufttemperaturdata erhölls fr _{o m} oktober 1982 från SMHI:s mätstation i området (manuell mätning k1.07.00 varje dag).

3.3 Mätresultat

De resultat som erhölls vid fältmätningarna i Bensbyn okt-82 - juni-83 kommer i detta kapitel att presenteras för respektive yta.

Nederbörd, lufttemperatur avrinning och snösmältning gäller däremot för hela området. I Figur 3.6 visas nederbördsdata för tiden nov-82 till juni-83. Notera de kraftiga regnen i början av november. Luft- temperaturen i Bensbyn visas i Figur 3.7 för tiden 830301-830609 och i Bilaga 9 redovisas lufttemperaturen oktober-82 till juni-83.

Nederbörd mm) 13

12 11 10 9 8- 7.

6- S.

4

3 ^el

2 :1!1 "

1 • I

Ii Il

EZe

le

le,,

— Regn ---- Snö

Regn+snö

Okt-82 Nov

11 Tid Juni Mars April Maj Dec Jan-83 Feb

g tiv

12 - 10 - 8 6 4 2

0 Tid

-2 - -4- -6- -8 -

-lo - -12- -14 -16 -18

Figur 3.6 Nederbörd i Bensbyn under tiden 821101-830609.

Temperatur 1°C]

Mars April Maj Juni

1983

Figur 3.7 Lufttemperaturen i Bensbyn under tiden 830301-830609.