Лекции по физике почв для 2 курса по специальности почвоведение 06.03.02 БФ ДГУ

Автор: к.б.н.доцент кафедры почвоведения Галимова У.М.

Лекция 1.

Почва- Гетерогенная, многофазная пористая система

1. Фазы почвы, их соотношение

2. Плотность твердой фазы, почвы, агрегатов

3. Порозность почв, агрегатов, межагрегатная

4. Типичные значения плотности и порозности почв

5. Плотность почвы и урожай

6. Экологическое значение плотности почвы

7. Размеры пор и их функции. Дифференциальная порозность почв

С точки зрения физики почв, почва – это гетерогенная многофазная дисперсная система с определенными верхней (как правило, дневная поверхность) и нижней (граница с подстилающей породой или уровень грунтовых вод) границами. Она обладает свойствами аккумулировать и выделять, проводить и трансформировать вещества и энергию. Остановимся подробнее на свойствах гетерогенности, многофазности и дисперсности почвы. Гетерогенная – эта характеристика указывает на то, что различные почвенные частицы почвы могут иметь разное происхождение. Могут, например, представлять собой остатки растительного происхождения, образовываться при дроблении минеральных частиц, являться вторичными (глинными) минералами. Даже частицы очень близкие по форме и размерам могут иметь разную природу и обладать различными свойствами, как, в частности, частицы минеральные и органические. С другой стороны, почва – многофазное, т.е. состоящее из различных фаз (твердой, жидкой и газообразной) тело. Попытаемся вычленить эти фазы и найти их соотношения в почве.

Представим, что мы взяли единицу объема почвы в виде некоторого параллелепипеда, внутри которого имеются соответствующие объемы, занятые воздухом, водой и твердой фазой почвы (рис.I.1). Все три указанные фазы имеют соответствующие границы межфазного раздела. Соответственно, на этих границах происходят такие важные явления, как адсорбция, десорбция и другие, свойственные явлениям на межфазных границах. Именно благодаря наличию трех фаз почва и характеризуется как многофазное тело. Перед тем как переходить к количественным выражениям и расчетам, укажем, что основными единицами объема и массы в данном разделе будут см³ и г.

Рис.I.1. Схема, поясняющая обозначения трех основных фаз почвы (а) и составляющих ее агрегатов (б)

1. Плотность твердой фазы, почвы, агрегатов

Обозначим весь рассмотренный объем почвы через V_t, объемы твердой, жидкой и газообразной фаз через V_s, V_w и V_air, а массы соответствующих фаз через m_s, m_w и m_air (которая близка к нулю и в дальнейшем не рассматривается), то получим основные характеристики почвы. В частности, отношение массы твердой фазы почвы (минеральные, органические и другие твердофазные частицы) к ее объему – это плотность твердой фазы почвы, r_s,:

– плотность твердой фазы почвы, г/см³.

Если соотнести массу твердой фазы почв к общему объему, то получим величину плотности почвы, ρ_b, – массу единицы объема почвы в ее естественном, ненарушенном состоянии:

– плотность почвы, г/см³.

Плотность почвы – одно из основных, фундаментальных свойств почвы. Без знания этой величины невозможны никакие расчеты, никакая количественная оценка почв. Поэтому данные по плотности и порозности почвенных слоев и горизонтов обязательно сопровождают полную характеристику почвенного профиля.

Подчеркнем, что по определению рассматривается объем почвы в естественном состоянии, т.е. со всеми входящими в этот объем трещинами, пустотами, макропорами. Это очень важно при оценке набухающих трещиноватых почв, лесных почв с большим количеством ходов землероев, каверн и пр. Здесь приходится отбирать такие представительные объемы почвы, чтобы в них вошли указанные поровые образования. Кроме того, отметим, что хотя плотность почвы в большинстве случаев приводится как независимое фундаментальное свойство почвы, строго говоря, она не константа для данного почвенного горизонта, а зависит от влажности почвы. В большей мере – для суглинистых и глинистых почв, в меньшей – для песчаных. Эта зависимость плотности почвы от влажности носит название набухания (если влажность увеличивается) или усадки (при иссушении) почв. Более подробно об этом будет идти речь в специальной части курса «Набухание и усадка». Свойство плотности почвы столь важно для различных аспектов оценки, прогноза, агрофизической характеристики почвы, что ему мы посвятим специальный раздел.

По величинам, r_b и r_s, можно вычислить порозность почвы, как соотношение объема пор почвы к объему всей почвы:

e = = 1 – = 1- = [см³/см³]

Если мы захотим узнать объем, занятый воздухом (ε_air), нужно вычесть из общей порозности объем, занятый водой. Учитывая, что порозность относится к 1 см³ почвы, то и содержание воды надо отнести к 1 см³ ,т.е. объем воды (или массу воды, учитывая, что ее плотность в данной размерности близка к 1) разделить на объем почвы. Это выражение объемной влажности почвы q = V_w/V_t. Тогда:

Можно к понятиям порозности и плотности почвы подойти с другой стороны. Мы определили, что плотность почвы – это масса единицы объема почвы, т.е. г/см³. Однако в ряде случае рекомендуется использовать и другую характеристику, обратную, в виде отношения определенного объема почвы к массе этого объема, см³/г. Выражение «масса единицы объема почвы» получило название удельного объема пор почвы (понятие «удельное» почти всегда означает «отнесенное к массе, г, кг вещества») – отношение объема пор почвы к массе твердой фазы почвы:

[см³/г]

Нередко используют и другое выражение порозности в виде «приведенной пористости» или коэффициента пористости (е), как отношения объема пор почвы к объему ее твердой части:

Соотношения между указанными характеристиками порового пространства выглядят следующим образом:

^и

Последние две величины, – коэффициент пористости (е) и удельный объем пор (Ф) – характеризуют объем пор, отнесенный к неизменным при возможных деформационных изменениях почв объему или массе твердой фазы. Именно поэтому эти параметры порового пространства особенно полезны при характеристике изменения пор почвы при уплотнении, почвенных деформаций, трещинообразовании и др. В почвоведении же традиционно наиболее часто используется величина порозности почв, e.

Плотность твердой фазы почв (r_s) – масса твердых компонентов почвы в единице объема без учета пор.

Плотность почвы (r_b) – масса абсолютно сухой почвы в единице объема почвы со всеми свойственными естественной почве пустотами.

Порозность (синоним – пористость) почвы (e) – объем почвенных пор в почвенном образце по отношению к объему всего образца [см³/см³, %]. Рассчитывается по данным о плотности почвы (r_b) и твердой фазы почвы (r_s): e = 1 - r_b/r_s [см³/см³].

Порозность аэрации (синоним воздухосодержание) – разница между общей порозностью и объемной влажностью почвы: .

Коэффициент пористости (син. пористость приведенная, е) – отношение общего объема пор в почве или грунте к объему твердой фазы почвы. Коэффициент пористости соотносится с пористостью почвы (e), или с плотностями почвы (r_b) и твердой фазы почвы (r_s) по уравнению:

Удельный объем пор почвы (Ф, [см³/г]) – отношение объема пор почвы к массе ее твердой фазы:

.

2. Порозность почв, агрегатов, межагрегатная

Одной из специальных гипотез физики почв является гипотеза о структурном строении почвенного вещества. Действительно, горизонтный масштаб (т.е. отдельный почвенный слой, горизонт) рассмотрения почвы состоит из более мелких единиц – единиц масштаба почвенных педов или агрегатов (рис. I.1, б). Соответственно, можно выделить и объем пор агрегатов, а также плотность агрегатов, их порозность. Исходной характеристикой является плотность агрегатов – r_а (г/см³). Аналогично плотности почвы и ее твердой части плотность агрегатов – это масса (m_s) единицы объема почвенного агрегата: r_a = m_s/V_a . Поэтому и порозность агрегата будет являться отношением объема пор агрегата ко всему объему агрегата: e_агр=V_пор/V_a. Последнее особенно важно: применительно к объему всего агрегата. Важно потому, что нередко необходимо рассчитать так называемую межагрегатную порозность – отношение объема пор, находящихся в поровом пространстве почвы между агрегатами, ко всему объему почвы. Как видно, представленные порозности, – почвы, агрегатов, межагрегатная, – величины, которые нельзя получить простым вычитанием или сложением, так как их выражения имеют различные знаменатели: в случае порозности почвы и межагрегатной порозности объем пор относят к почве, а в случае агрегатной – к объему агрегатов. Здесь вступает в действие 1-е правило – правило сохранения размерностей. Для того чтобы рассчитать межагрегатную порозность, надо прежде всего найти величину – величину так называемой суммарной агрегатной порозности, или отношения пор агрегатов к объему пор почвы:

^.

Заметим, что , а .

Тогда искомая нами величина составит

.

Получив величину суммарной агрегатной порозности, можно рассчитать межагрегатную порозность

Знание всех величин порозностей – почвы, агрегатов, межагрегатной – весьма важно во многих аспектах. В хорошо агрегированной почве основные запасы питательных веществ, микроорганизмов, влаги находятся именно внутри агрегатов. Снижение агрегатной порозности – яркое свидетельство ухудшения физического состояния почв, снижения всех почвенных функций. Именно почвенные агрегаты, прежде всего, обусловливают почвенное плодородие, так как в их поровом пространстве хранятся питательные вещества, влага, которые потребляют растения. Основная функция межагрегатного пространства – это проведение потоков веществ. В основном по межагрегатному поровому пространству происходит перенос воды и растворенных в ней веществ. Поэтому нередко указывают, что агрегатное пространство – это хранилище основных почвенных запасов, а межагрегатное пространство – это транспортные пути, пути миграции веществ. Функции этих частей порового пространства почвы во многом различны: накопление и постепенное расходование воды и веществ из агрегатной порозности, быстрый транспорт веществ в профиле почв по межагрегатной. Поэтому и при анализе полученных величин следует делать соответствующие выводы.

3. Типичные значения плотности и порозности почв

Остановимся, прежде всего, на возможных минимальных и максимальных величинах плотности и порозности почв, которые можно встретить в природе. Это необходимо для того, чтобы избежать случайных ошибок. Плотность естественной почвы никогда не может превышать 2 г/см³. Даже в лабораторных экспериментальных условиях известный российский агрофизик Б.Н.Мичурин при давлениях выше 100 атм не получал величин более 2.04 г/см³. А вот минимальные значения минеральных почв редко бывают ниже 0.8 г/см³. Хотя плотность торфяных почв, торфов может снижаться и до 0.1 г/см³. В табл.I.1, составленной с использованием данных из книг А.Д.Воронина (1986), Д.Л.Роуэлла (1998), указаны типичные значения плотности (более подробные данные по физическим свойствам, их классификациям приведены в части «Справочные материалы»).

Т а б л и ц а I.1

Типичные значения плотности различных почв (по Д.Роуэлл, 1998)

Почвенные объекты	плотность твердой фазы почвы, rs, г/см^3	плотность почвы, rb, г/см^3	плотность агрегатов, rа, г/см^3	Порозность почвы, e, см^3/см^3
Пахотные горизонты минеральных почв: суглинистые песчаные	2.60–2.65 2.50–2.70	0.8–1.4 1.4–1.7	1.2–1.8 –	0.69–0.46 0.46–0.35
Горизонты В и С	2.65-2.75	1.5–1.8	1.4–1.9	0.43–0.32
Высокогумусные горизонты луговых, лесных почв	2.40-2.50	0.8–1.2	1.1–1.7	0.67–0.50
Торф (верховой)	1.35–1.45	0.1–0.3	–	0.93–0.79

Приведенные величины – это возможный характерный диапазон встречающихся значений. Однако для нормального функционирования почв существуют некоторый оптимальный диапазон, находящийся внутри указанных крайних значений. Мы переходим к оценке этих составляющих порового пространства, к рассмотрению плотности почвы, составляющих ее различных видов пористостей как важнейших агрофизических характеристик почвы, от которых зависит урожай растений и другие биосферные функции почв.

4. Плотность почвы и урожай

Плотность почвы во многом определяет урожай растений. Она оказывает влияние на рост корней растений, так как уплотненная почва является существенной преградой для их проникновения. В уплотненной почве, при высокой величине r_b низка порозность почвы. Значит, в почве содержится мало воды. При выпадении же осадков поры быстро заполняются водой, и почва содержит мало воздуха, также необходимого для роста корней и развития растений. В случае же излишне рыхлой почвы поровое пространство столь развито, что корни растений не имеют хорошего контакта с поверхностью твердой фазы, где содержатся в поглощенном состоянии многие элементы питания. Это приводит к снижению урожая в разрыхленной почве. Необходимо применять приемы прикатывания почвы для создания оптимального диапазона ее плотности. Поэтому проблема создания пахотного слоя, оптимального по физическому состоянию, по плотности – одна из важнейших проблем современной физики почв и агротехники. Она состоит в том, чтобы не допустить уплотнения почвы тяжелой сельскохозяйственной техникой. А это связано со своевременностью проведения агротехнических работ. Почва особенно подвержена уплотнению при повышенной влажности. Стоит тяжелой технике лишь один раз заехать на поле, когда влажность несколько выше оптимальной для обработки, как поверхностный слой почвы становится излишне уплотненным. Вернуть же почву в прежнее состояние весьма затруднительно.

С этим связан второй аспект проблемы – разуплотнение почвы. Как правило, разрыхлить поверхностный пахотный слой почвы – не проблема. Достаточно его вспахать, взрыхлить различными почвообрабатывающими орудиями. Но вот разрыхлить агрегаты – основное хранилище питательных веществ, воды, почвенной биоты – значительно сложнее. Агротехнические меры здесь не помогут. Восстановление внутриагрегатной порозности обязано деятельности почвенных микроорганизмов, накоплению специфических органических веществ. Необходимо применение органических и зеленых удобрений, влияющих на жизнедеятельность почвенных микроорганизмов, улучшающих состояние почвы.

Еще один аспект уплотнения – переуплотнение подпахотного слоя, так называемое накопительное или подпочвенное уплотнение. Действительно, под влиянием многократных проходов техники уплотнение сказывается все глубже и глубже. Происходит образование подпахотного уплотненного, плохопроницаемого и для воды, и для воздуха слоя. Сложность в том, что контролировать внутрипочвенное уплотнение очень трудно, – оно незаметно с поверхности почвы так, как видна, например, эрозия, или поверхностное уплотнение. Анализ и прогноз этого явления весьма связан с оценкой физико-механических свойств почв (см. часть XV «Деформации почв»).

Итак, не только повышенная, но и излишне низкая плотность почвы снижает урожай.

Оптимум же по данным большинства исследователей (А.Г.Бондарев, 1985 и др.) для суглинистых почв находится в области от 1.0 до 1.3 г/см³. Если говорить о порозности почвы, которая является прямой функцией от плотности почвы, то и для этой величины предложен ряд критериев и диапазонов оптимальности. Н.А.Качинский (1985) предложил выделять следующие диапазоны по порозности почвы (порозность почв в см³/см³):

отличная (культурный пахотный слой) – 0.65–0.55;

удовлетворительная для пахотного слоя – 0.55–0.50;

неудовлетворительная для пахотного слоя – <0.50;

чрезмерно низкая – 0.40–0.25.

Важно отметить, что оптимальные диапазоны плотности пахотного слоя различаются для песчаных и суглинистых почв. Рекомендуется использовать следующие пределы оптимальных диапазонов плотности для различных почв (табл.I.2):

Т а б л и ц а I.2

Оптимальные диапазоны плотности (по А.Г.Бондареву, 1985)

Гранулометрический состав (текстура) почвы	Оптимальный диапазон плотности (г/см^3)
Глинистые и суглинистые	1.0–1.3
Легкосуглинистые	1.10–1.40
Супесчаные	1.20–1.45
Песчаные	1.25–1.60

Естественен вопрос: почему же отличаются оптимальные диапазоны для легких (супесчаных и песчаных) и тяжелых (глинистых и суглинистых) почв? Почему растения чувствуют себя лучше в песчаных почвах, когда эти почвы уплотнены вплоть до величин 1.6 г/см³? Ответ необходимо искать в механизмах и процессах, которые определяет плотность почвы. А это процессы обеспеченности растений водой и воздухом. Если песчаная почва будет рыхлой, с плотностью менее 1.25 г/см³, то такая почва не способна удерживать влагу. И растения практически всегда будут страдать от недостатка влаги. А вот более плотная песчаная почва удерживает большее количество влаги. Однако, если плотность в песчаных почвах превысит 1.6 г/см³, упаковка частиц станет столь плотной, что растения не будут способны развивать корни, да и воздухопроницаемость таких почв будет низкой. В суглинистых почвах определяющими также будут процессы водо- и воздухообеспеченности растений: при плотности менее 1.0 г/см³ растения будут страдать от недостатка влаги и питательных веществ, они будут легко вымываться и не задерживаться в такой «распушенной» почве. А в пахотном слое почвы с плотностью более 1.3 г/см³ вода будет излишне долго задерживаться, снижая количество воздуха, необходимого для нормального функционирования корней растений. Как видно из этого анализа, такое физическое свойство, как плотность почвы, определяет урожай растений не только как характеристика плотности упаковки частиц и проницаемости для корней, а прежде всего тем, что формирует оптимальные водный, воздушный и питательный режимы растений. В этом особенность рассмотрения физических, а точнее – агрофизических свойств почвы, которые проявляются, прежде всего, в создании условий для протекания биологических процессов в почвах и растениях (обеспеченности растений водой, воздухом, питательными веществами). Поэтому, говоря об оптимальной плотности и порозности почвы, следует иметь в виду, что влияет, в конечном итоге, не сама порозность почв, а недостаток/избыток влаги или воздуха в порах почвы.

На такой подход к оценке порового пространства как специфического объема для влаги и воздуха впервые обратили внимание российские исследователи: физики почв Н.А.Качинский и один из основоположников агрофизики А.Г.Дояренко (см. «К вопросу о...»). Вспомним, что взаимосвязь порозности аэрации (синоним воздухоносной порозности, воздухосодержания) и порозности почвы осуществляется через объемную влажность почвы: . Формула означает, что при одной и той же порозности почвы воздуха больше там, где ниже влажность. Потому нередко говорят, что вода и воздух в почве антагонисты: с увеличением влажности снижается воздухосодержание (при избытке влаги это плохо – приводит анаэробным процессам, к вымоканию растений, смене почвенной биоты). Как правило, используют величину 10%-го воздухосодержания, как критическую, когда заметно снижается урожай. Напротив, заметное уменьшение влажности ведет к засухе. Поэтому оптимальная порозность (плотность) – это основной фактор оптимизации водно-воздушных условий.

Таким образом, плотность оказывает влияние на урожай растений. Эта зависимость имеет куполообразный вид, с выраженным оптимумом для определенного диапазона плотностей. Излишне рыхлая и уплотненная почва снижает урожай растений, влияя, прежде всего, на нарушение водно-воздушного режима, который сказывается и на ухудшении питательного режима растений. Основная практическая проблема в этой области – создание и поддержание оптимального по плотности пахотного и подпахотного слоев.

5. Экологическое значение плотности почвы

Плотность почвы влияет не только на ее продуктивность. Она обуславливает формирование объемов порового пространства, в которых живут, функционируют почвенные микроорганизмы, почвенная биота. Поэтому, если изменить объемы пор, изменится и почвенная биота, и почва будет функционировать иначе. Иначе будут проявляться экологические функции почв.

Рассмотрим данные одного опыта, проведенного в Германии, где исследовали фотосинтез, дыхание растений кукурузы с помощью изотопа ¹⁴С на почве разной степени уплотненности. Контролировали также и потери углерода в различных вариантах опыта. Результаты этого опыта приведены в табл. I.3.

Т а б л и ц а I.3

Формирование корневой системы, потребление и потери углерода в зависимости от плотности и пористости почв (почва – среднесуглинистый чернозем, кукуруза, модельный опыт). По данным Зауэрбека, XIII Международный Конгресс почвоведов в Гамбурге, 1986 г.

Показатель	Плотность (г/см^3) и порозность (% , в скобках) почвы
	1.2 (54)	1.3 (50)	1.4 (46)	1.5 (43)	1.6 (39)
Средняя длина корней, мм	9.4	9.7	8.0	7.8	7.4
Средний диаметр, мм	0.22	0.25	0.27	0.28	0.26
Общая длина корней, мм	246	171	125	111	89
Потребление ^14С из атмосферы, мг/сосуд	2311	2340	2355	2080	1207
^14С в стеблях, %	54	57	56	52	47
^14С в корнях, %	25	21	18	19	19
^14С в почве, %	3	3	4	4	5
^14С потери в форме СО2, %	18	19	22	25	29
Затраты ^14С ассимилянта на метр корней	4.3	5.9	6.1	9.0	7.2

Данные табл. I.3 свидетельствуют: увеличение плотности от 1.2 до 1.6 г/см³ приводит не только уменьшению потребления ¹⁴С из атмосферы от 2311 до 1207 мг/сосуд, но и к увеличению выделения СО₂ от 18 до 29%. Это в конечном итоге повлияет на рост потерь в виде углекислого газа, а это уже область глобальных экологических функций почв – выделение газов, ответственных за «парниковый эффект». Пример доказывает, что уплотнение почвы вызывает не только одно следствие в виде замедления роста растений, но и, как это всегда и бывает в природе, множество других последствий, нередко проявляющихся не сразу, неявно, накопительно. Для того чтобы их обнаружить, нужны специальные почвенно-физические исследования. Это на данный момент одно из перспективных направлений исследований, выясняющих многосторонние последствия изменения лишь одного почвенного свойства, а также возможности предсказания и управления этими последствиями (в частности, и на выделение/потребление СО₂, на глобальные экологические эффекты).

6. Размеры пор и их функции. Дифференциальная порозность почв

До сих пор рассматривались реальные и оптимальные величины порозности почвы. Но вполне очевидно, что поровое пространство может функционировать различно, если поры тонкие или крупные, даже если порозность почв и одинакова. Поэтому, когда мы говорим о порозности почвы, следует иметь в виду две основные ее характеристики: (1) объем порового пространства и (2) диаметр преобладающих пор. Соответственно диаметр пор может также характеризовать поры по их функциям. Крупные поры с большим диаметром будут в основном проводить влагу, средние поры за счет капиллярных сил будут сохранять основной запас влаги для растений, а вот тонкие поры будут также содержать влагу, не доступную для растений. В этих порах будут сосредоточены почвенные микроорганизмы, вещества, являющие источником питания для растений. В табл.I.4 приведены некоторые категории пор по их диаметру, соответствующим функциям и критические значения объемов соответствующих категорий пор для выполнения их функций, принятые в международной практике почвоведения.

Вспомнив о другом взгляде на поровое пространство почвы, как на объемы пор агрегатов и между агрегатами, можно предположить, что макропоры – это в основном межагрегатная порозность, а мезо- и микропоры – внутриагрегатная. Это справедливо для хорошо оструктуренных почв, когда явно выделяются почвенные агрегаты. Однако такое соответствие наблюдается далеко не всегда. Макропоры могут быть представлены биопорами (ходами червей, корней растений и пр.). И эти макропоры могут быть ответственны за специфический почвенный перенос – практически моментальный «проскок» веществ внутри почвы.

Т а б л и ц а I.4

Классификация пор по размерам и функциям (по Бреверу, 1964)

Класс пор	Подкласс	Диаметр, мкм	Функции соответствующего класса пор	Критические значения порозности соответствующего класса пор, см^3/см^3
Макропоры	Грубые Средние Тонкие Очень тонкие	>5000 2000– 5000 1000–2000 75–1000	Быстрое стекание влаги, дренирование почвы; Аэрация Рост корней (для большинства пропашных культур требуются поры диаметром > 200 мкм)	> 0.1
Мезопоры		30–75	Сохранение доступных для растений запасов влаги и веществ	> 0.15
Микропоры		5–30	Запасы труднодоступных воды и веществ; жизненное пространство микроорганизмов	< 0.2
Ультрамикропоры		0.1–5	Недоступные запасы воды
Криптопоры		<0.1

Итак, разделение порозности почвы на эти составляющие (категории) называют дифференциальной порозностью. Перечислим отдельные категории дифференциальной порозности:

порозность общая , см³/см³;

порозность агрегата , см³/см³;

порозность суммарная агрегатная ;

порозность межагрегатная ;

порозность, занятая воздухом (воздухоносная порозность или порозность аэрации) ;

воздухоемкость (рассчитывается при определенном содержании влаги, при почвенно-гидрологической константе, наименьшей влагоемкости) .

В этих формулах: ε – порозность почвы, ε_а – порозность агрегата, θ – влажность объемная (см³/см³), θ_нв – влажность, соответствующая наименьшей влагоемкости.

ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ части I

«ПОЧВА – ГЕТЕРОГЕННАЯ, МНОГОФАЗНАЯ, ПОРИСТАЯ СИСТЕМА»

1. Почва – многофазная система, в которой представлены твердая, жидкая и газообразная фазы. Последние две фазы занимают поровое пространство почвы. Количественным выражением порового пространства является порозность, которая рассчитывается по величинам плотности твердой фазы и плотности почвы.

2. Плотность почвы – важнейшая почвенно-экологическая и агрофизическая характеристика. Зависимость продуктивности почв от плотности носит куполообразный вид, где оптимум плотности для суглинистых почв от 1 до 1.3, а для супесчаных – от 1.25 до 1.6 г/см³. Основное влияние на почвенные процессы плотность оказывает через изменение водного и воздушного режимов почв. Она же оказывает влияние и на рост корней, и на физиологические процессы в растениях, и на трансформацию углерода в почве, вследствие чего происходит изменение соотношения выделение/поглощение СО₂ («парниковый эффект»). Возникновение плотных антропогенных внутрипочвенных слоев («плужная подошва», «подпочвенное уплотнение») приводит к изменению движения веществ в почве и ландшафте.

3. Агрегатное и межагрегатное поровое пространство – две основные составляющие порового пространства почвы. Основная функция агрегатного порового пространства – сохранение и регламентированная «выдача» воды, питательных веществ, функционирование почвенной биоты; межагрегатного – транспорт веществ.

4. Для характеристики порового пространства важны не только величины объема порового пространства, но и диаметры преимущественных пор. Поры с соответствующими диаметрами пор несут определенные функции: макропоры – перенос воды и веществ, мезопоры – сохранение влаги, микропоры – запас недоступной для растений влаги.

Литература

В о р о н и н А.Д. Основы физики почв. Изд-во Моск.ун-та. 1986.

К а ч и н с к и й Н.А. Физика почвы Ч.1. М. 1965.

Полевые и лабораторные методы исследования физических свойств почв. Изд-во Моск.ун-та, 2001. Под ред. Е.В.Шеина.

Р о у э л л Д.Л. Почвоведение: методы и использование. М.: «Колос», 1998, 486 с.

Methods of Soil Analysis. Part 1. Physical and Mineralogical Methods. Second Edition. Ed. By Arnold Klure. SSSA, Madison, Wisconsin. USA, 1986.

.Лекция 2. ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОЧВ

1. Элементарные почвенные частицы

2. Фракции элементарных почвенных частиц

3. Состав и свойства фракций гранулометрических элементов

4. Классификации почв по гранулометрии

Одним из основных свойств почвы как уникального природного образования является то, что она по своему строению не однообразна и гомогенна, а состоит из отдельных почвенных агрегатов (педов). Агрегаты, в свою очередь, состоят из микроагрегатов, последние – из элементарных почвенных частиц. Это качество почвы представлено на схеме (рис. II.1), отражающей иерархическое строение почвы. Из этой схемы видно, что почвенный горизонт состоит из почвенных отдельностей, или агрегатов. А между агрегатами – межагрегатное поровое пространство, которое может быть выражено и тонкими, и крупными, и замкнутыми порами. Если почва достаточно сухая, вырезанную из почвы глыбку можно легко разделить на почвенные агрегаты. На этом основано морфологическое описание почвы. Более глубокое исследование почвы требует уже разделения агрегатов на еще более мелкие составляющие – микроагрегаты, частицы размерами < 0.25 мм. Микроагрегаты состоят из совсем мелких частиц: частиц песка, обломков пород, глинистых минералов, органического вещества. Нам предстоит разобраться в значении, которое имеет для почвы такого рода иерархия почвенных частиц, в методах анализа и способах оценки указанных составляющих почвы, – в элементарных почвенных частицах, микроагрегатах, агрегатах, в свойстве ее дисперсности, которое характеризуется гранулометрическим составом.

Элементарные почвенные частицы

Гранулометрический состав почвы, или ее текстура, – это уровень «Базовой структуры». Базовой – потому что именно на этом уровне изучения почвы формируются основные, базовые, свойства почвы. От того, в какой степени в почве представлены крупные или мелкие частицы, будут зависеть все фундаментальные свойства, ее поведение в отношении поглощения и проведения веществ и энергии, их трансформация, т.е. все основные процессы, которые определяют облик, свойства, внутреннюю жизнь почвы и ее функции в биосфере.

Такая важная характеристика почвы, как дисперсность, проявляется в двух качествах – в виде свойств малого размера частиц и в высокой удельной поверхности. Во многом эти свойства взаимосвязаны. Однако они обладают и определенной независимостью, характеризуя дисперсность почвы, как по наличию частиц разного размера, так и по состоянию и свойствам поверхности этих частиц. Наличие в составе твердой фазы почвы частиц различного диаметра оценивается по гранулометрическому составу почв.

Прежде всего, необходимо определить, с какими частицами мы имеем дело при гранулометрическом составе. В этом случае анализируются те наименьшие частицы твердой фазы почвы, ее первооснова, которые трудно разрушить физическими (растиранием) и химическими (воздействие щелочей и кислот) методами, за что они и называются элементарными.

2. Элементарные почвенные частицы (ЭПЧ) – обломки горных пород и минералов, а также аморфные соединения, все элементы которых находятся в химической взаимосвязи и не поддаются разрушению общепринятыми методами пептизации.

Последовательно проанализируем это определение.

ЭПЧ – это представители твердой фазы почвы, куда входят и минеральные, и аморфные (как правило, органические соединения, гидроокиси Fe, Al) вещества.

Связи между составляющими ЭПЧ – прочные, химические. Эти связи нельзя разрушить методами пептизации (вспомним, что пептизация – это распад агрегатов, сформировавшихся в результате «слипания» отдельных дисперсных частиц). Кроме того, из этого следует, что и разделять почвенные агрегаты на ЭПЧ можно с помощью пептизации.

Учитывая, что размер частиц является важной характеристикой дисперсности почвы в целом, необходимо знать, сколько же в почве содержится мелких, средних и крупных элементарных почвенных частиц. Ведь от этого соотношения зависят все свойства почвы. Известно, что песчаные почвы, состоящие преимущественно из крупных частиц, хорошо фильтруют воду, однако плохо ее удерживают. И питательных веществ в них немного. А вот глинистые, напротив, удерживают большое количество поступившей в них влаги, питательных вещества, но пропускают сквозь себя воду крайне медленно. По всей видимости, почвы, состоящие из частиц разного размера, обладают и разными свойствами. Поэтому необходимо разделить весь ряд возможных размеров ЭПЧ на диапазоны. Иначе говоря, надо договориться, что же мы будем считать за крупные и мелкие частицы, т.е. необходимо разработать классификацию частиц по размерам.

2.Фракции элементарных почвенных частиц

В почве представлены частицы совсем тонкие – илистые, а также крупные – гравий (1–3 мм) и каменистая часть почвы (>3 мм). Между этими частицами расположена область пылеватых и песчаных частиц. Илистые, как правило, имеют размеры <0.001 мм. Эта целая область очень мелких, тонких частиц, куда входят и коллоиды (<0.0001 мм). Выделенные по размерам диапазоны (ил, гравий, каменистая часть и др.) называют фракциями гранулометрических элементов, а относительное содержание выделенных фракций – гранулометрическим составом почв.

Под гранулометрическим (механическим – устаревшее, почвенной текстурой) составом почв и почвообразующих пород понимают относительное содержание в почве элементарных почвенных частиц различного диаметра, независимо от их минералогического и химического состава. Гранулометрический состав выражается, прежде всего, в виде массовых процентов фракций гранулометрических частиц различного размера.

Итак, среди фракций гранулометрических элементов нам известны три: ил, гравий и каменистая часть. Но остается очень большая область пылеватых и песчаных частиц – >0.001 и <1 мм. Для того чтобы разделить эту область на отдельные диапазоны (фракции), необходимо заложить некий принцип такого рода разделения, принцип классификации частиц по размерам. Одна из первых попыток разделить весь диапазон встречающихся почвенных частиц была сделана шведским исследователем Альбертом Аттербергом в 1912 г. Он изучал физико-механические свойства (липкость, пластичность) частиц различного размера. Для этого он выделял частицы определенного диапазона диаметров, «отмучивая» их в стоячей воде, собирал и анализировал свойства. Оказалось, что при достижении размеров 0.002, 0.02 и 0.2 мм некоторые свойства частиц, в частности липкость, изменяются довольно резко. Происходит качественный скачок в свойствах фракций при достижении указанных границ. Этот принцип Аттерберг и заложил в основу своей классификации. Он и его последователи выделили следующие фракции: < 0.002 мм – глина, 0.002–0.05 – пыль, 0.05–0.2 – тонкий песок, 0.2–2 – грубый песок, >2 мм – гравий. Эти фракции и составляют основу большинства современных зарубежных классификаций. На рис. II.2 схематично представлено расположение и границы выделенных фракций на оси диаметров частиц от <0.001 мм до крупнее 1 мм.

Рис. II.2. Фракции гранулометрических частиц (по А.Аттербергу)

В российской классификации границы фракций иные, более подробные: <0.001 – ил, 0.001–0.005 – пыль мелкая, 0.005–0.01 – пыль средняя, 0.01–0.05 – пыль крупная, 0.05–0.25 – песок мелкий, 0.25–0.5 – песок средний, 0.5–1.0 – песок крупный, >1 мм – гравий. Эти фракции представлены на «стреле» диаметров частиц на рис.II.2. Частицы <0.01 мм объединены в более крупную фракцию физической глины, а частицы >0.01 мм – во фракцию физического песка. Некоторые фракции имеют и свое название. Так, фракция крупной пыли носит название «лессовидной фракции», так как именно она преобладает в лессах. Впрочем, справедливо и обратное: если в суглинке заметно преобладает именно эта, лессовидная фракция, то суглинок называют лессовидным. Границей такого преобладания служит величина 40%: если в суглинке содержание крупной пыли >40%, то это лессовидный суглинок. Российскую классификацию частиц по фракциям разработал Н.А.Качинский, она носит его имя.

Рис. II.3. Фракции гранулометрических элементов (по Н.А.Качинскому)

Выделение фракций гранулометрических элементов позволило сравнивать, классифицировать и оценивать почвы по гранулометрическому составу на основе преобладания тех или иных фракций, в частности выделять «тяжелые» и «легкие» почвы по гранулометрии. Названия «тяжелые» и «легкие» – традиционные, народные, т.к. образовались по народным наблюдениям: если почву легко копать, обрабатывать – она «легкая», если тяжело – «тяжелая». С точки зрения гранулометрии тяжелая – это почва, содержащая большое количество тонких, глинистых частиц, а легкая – в основном содержит песчаные компоненты. Однако народные названия прижились и в научных кругах. Поэтому все почвы разделяют на две крупные градации – тяжелые и легкие, внося еще и дополнительные более дробные подразделения, т.е. классифицируя почвы по гранулометрии.

3.Состав и свойства фракций гранулометрических элементов

Несколько замечаний о свойствах и составе фракций гранулометрических элементов. Действительно, если границы фракций выделялись по изменению тех или иных свойств, то следует ожидать, что состав и свойства отдельных фракций различны. Отметим две общие характерные особенности:

Илистая фракция, как правило, отличается повышенным содержанием органических веществ

В минералогическом составе по мере увеличения диаметра растет содержание кварца, но снижается содержание полевых шпатов и слюд Однако отмеченная тенденция во многом может изменяться в зависимости от типа почвообразования.

Вторичные минералы практически всегда присутствуют во фракции физической глины. Именно поэтому их иногда и называют глинными.

4.Классификации почв по гранулометрии

На данный момент в мире приняты два основных принципа построения классификаций почв по гранулометрии: (1) основанный на относительном содержании физической глины (частицы <0.01 мм) с учетом содержания доминирующих фракций (классификация Н.А.Качинского) и (2) основанный на учете относительного содержания выделенных Аттербергом фракций физического песка, пыли и глины (Международная классификация и близкие к ней классификации общества почвоведов, агрономов США и др.). Иначе говоря, классификация Качинского – двучленная, так как основана на использовании, прежде всего, содержаний физического песка и физической глины, а международная – трехчленная, причем в разных странах границы между глиной, песком, пылью несколько различаются.

Отечественная (классификация Н.А.Качинского), как указывалось, основана на соотношении содержания физического песка и глины. Вполне понятно, что сумма физического песка и физической глины составляет 100%. Поэтому классификация почв в данном случае представлена на основе лишь физической глины. Эта классификация представлена в табл. II.1.

Т а б л и ц а II.1

Классификация почв по гранулометрическому составу

(по Н.А.Качинскому)

Содержание физической глины (частиц < 0,01 мм), %			Краткое название почвы по гранулометрическому составу
Подзолистого типа почвообразования	Степного типа почвообразования	Солонцы и cильно солонцеватые почвы
0–5	0–5	0–5	Песок рыхлый (Пр)
5–10	5–10	5–10	Песок связанный (Псв)
10–20	10–20	10–15	Супесь (С)
20–30	20–30	15–20	Суглинок легкий (Сл)
30–40	30–45	20–30	Суглинок средний (Сср)
40–50	45–60	30–40	Суглинок тяжелый (Ст)
50–65	60–75	40–50	Глина легкая (Гл)
65–80	75–85	50–65	Глина средняя (Гср)
>80	>85	>65	Глина тяжелая (Гт)

Обратим внимание на два весьма характерных момента в отечественной классификации.

Рассмотрим первую графу в таблице. Диапазоны в содержании физической глины для различных категорий почв неравномерны. Например, для перехода от «песка рыхлого» к «песку связному» необходимо увеличение содержания физической глины всего на 5%. А вот от супеси к суглинкам и между суглинками – уже на 10%. Диапазоны глин имеют еще более широкий интервал – до 15%. По-видимому, это связано с тем, что в песках даже небольшое количество глины ведет с заметному изменению свойств почвы в целом. Напротив, для глинистых почв необходимо значительное количество физической глины, чтобы отличить глину легкую от глины средней.

Очень важным является то, что Н.А.Качинский выделил градации не просто по содержанию физической глины, но и с учетом типа почвообразования. Действительно, например, глина тяжелая в подзолистых почвах будет выделяться при содержании физической глины более 80%, а в солонцах – уже при 65%. Связано это с тем, что в солонце частицы глины совсем по-иному ведут себя, чем, скажем, в подзолистой почве. Глинистые частицы в солонце, как правило, насыщены ионом Na. Эти частицы сильнее набухают, лучше прилипают к различным предметам. Следовательно, они начинают проявлять свойства «тяжелых» почв при их более низком содержании, чем частицы того же размера, но в почвах гумидной области. Таким образом, в своей классификации Н.А.Качинский учел влияние качественного состава глины, и прежде всего состава почвенного поглощающего комплекса и минералогии, на различие почв в их поведении как легких или тяжелых. Это очень тонкий момент, не учитываемый в других мировых классификациях. Никодим Антонович Качинский по праву считается одним из основателей отечественной физики почв, основных методов и приборов, до сих используемых в почвоведении.

Таким образом, пользуясь табл. II.1, можно дать краткое название почвы по гранулометрии. Полное название включает еще и указание на доминирующие фракции. Для этого выделяют две преобладающие фракции. Первой указывают название меньшей по содержанию, второй – фракции, содержание которой в почве самое высокое. Для почвы в целом оно дается по гранулометрическому составу верхнего горизонта. Рассмотрим пример с данными гранулометрического анализа дерново-подзолистой почвы и чернозема (табл. II.2).

Т а б л и ц а II.2

Гранулометрический состав чернозема типичного и дерново-подзолистой почвы

Горизонт, Глубина, см	Содержание фракций элементарных почвенных частиц (%) диаметром (мм)
	1.0 –0.5		0.5 –0.25		0.25–0.05			0.05–0.01		0.01– 0.005		0.005–0.001		<0.001	<0.01		>0.01
	ПЕСОК							ПЫЛЬ						ИЛ	физ. глина		физ. песок
	крупный		средний		мелкий			крупная		средняя	мелкая
Чернозем типичный тяжелосуглинистый иловато-крупнопылеватый
А (0-25)			1.0		3.5		37.5			18.9	8.9			30.2	58.0		42.0
А (25-37)		0.4	1.6		5.9		38.1			17.3	8.5			28.2	54.0		46.0
АВ (37-59)		0.5	2.0		6.0		37.9			17.4	8.3			27.9	53.6		46.4
В (59-90)		0.4	2.2		6.2		37.8			17.2	8.2			28.0	53.6		46.4
ВС (90-150)		0.3	2.4		6.3		37.7			17.3	8.1			28.0	53.4		46.6
Дерново-подзолистая среднесуглинистая иловато-крупнопылеватая почва
Ад (0-23)	5.2		7.2	13.1		37.5			9.5			12.5	15.0			37.0	63.0
АЕ (23-35)	6.8		11.2	24.6		36.8			10.2			8.1	2.3			20.6	79.4
ЕВ (35-52)	5.8		10.1	23.4		30.2			11.2			7.8	11.5			30.5	69.5
В (52-88)	5.9		9.8	27.1		16.6			12.0			8.4	20.2			40.6	59.4
ВС (88-150)	6.2		10.2	30.1		4.4			12.8			10.8	25.5			50.9	49.1

Из данных табл. II.2. видно, что для исследованного гор. Ад дерново-подзолистой почвы содержания песка крупного, среднего и тонкого – 5.2, 7.2 и 13.1%, пыли крупной, средней и мелкой – 37.5, 9.5 и 12.5 , а ила – 15%. Физическая глина – 37%, а это означает (см. табл. II.1), что мы имеем дело с суглинком средним. А вот полное название – суглинок средний иловато-крупнопылеватый, так как доминируют крупная пыль и ил.

Классификационную принадлежность почвы в международной классификации определяют, пользуясь треугольником, предложенным Ферре. Он изображен на рис. II.4. В этом равностороннем треугольнике по левой стороне отложено содержание ила (частиц <0.002 мм), по правой – пыли (0.002–0.05 мм), а по основанию треугольника – содержание песка (0.05–2 мм). Для того, чтобы определить классификационную принадлежность почвы по гранулометрии, необходимо совместно анализировать уже три фракции. Для этого на левой стороне треугольника, где отложено содержание илистых частиц, находят точку, соответствующую содержанию ила (<0.002 мм). Из этой точки проводят прямую, параллельную основанию.

Затем на правой стороне треугольника (содержание пыли) также находят точку, соответствующую содержанию пыли в исследуемой почве, и из нее проводят линию, параллельную левой стороне – параллельно оси «содержание ила». Две прямые линии пересекутся внутри треугольника в некоторой точке, в которую также попадает и третья линия, проведенная параллельно оси «пыль» из точки, соответствующей содержанию песка на основании треугольника. Эта точка пересечения трех линий треугольника обязательно окажется внутри какой-либо области, отвечающей за определенную классификационную группу почв по гранулометрии. На рис. II.6, а представлена подробная классификация почв по гранулометрии, хотя нередко используют и более простую, представленную на рис. II.6, б. Принципы определения названия почвы по гранулометрическому составу и в этом случае остаются те же.

Рис. II.6. Треугольник Ферре для классификации почв по гранулометрическому составу (а) и упрощенная классификация (б), используемые в некоторых зарубежных классификациях

Как уже указывалось, отечественная классификация – двухмерная, использует соотношение физической глины и физического песка. Зарубежные – трехмерные. Кроме того, и границы фракций в этих классификациях не совпадают (сравните, в нашей –физическая глина <0.01. а в зарубежных <0.002 мм, – очень значительные различия!). Поэтому невозможен прямой переход из одной классификации в другую. Для этого необходимо использовать уже знакомые нам кумулятивные (интегральные) кривые распределения гранулометрических частиц. Остановимся подробнее на этой операции.

По кумулятивной кривой, пользуясь графической интерполяцией, мы можем определить содержание фракций по зарубежной классификации, т.е. <0.002 (глина), 0.002–0.05 (пыль) и 0.05–2 мм (песок). А затем, зная содержание глины, пыли и песка, по треугольнику найдем соответствующие названия почвы по гранулометрии. Воспользуемся уже знакомым нам гранулометрическим составом гор. А чернозема (табл. II.2 и рис. II.5, а). Если внимательно проанализировать график на рис. II.5(а), то можно определить, что содержание частиц <0.002 мм по этой кривой составит 30.5% , содержание частиц <0.05 мм – 92.1%, а собственно фракции пыли (0.002–0.05) – 61.8%. Теперь воспользуемся рис. II.6(а) с треугольником гранулометрического состава. По левой стороне треугольника отложим 30.5%, проведем прямую параллельно основанию. А на правой отметим точку 61.8% и проведем прямую, параллельную левой стороне треугольника. Эти прямые пересекутся в области с названием «пылевато-глинистый суглинок». Таким образом, гор. А чернозема – пылевато-глинистый суглинок.

Следовательно, переход из одной классификации в другую возможен лишь через построение кумулятивной кривой, нахождение содержания указанных трех фракций и определение классификационной принадлежности почвы по треугольнику Ферре. Отметим, наконец, что зарубежные классификации, построенные на принципе треугольника Ферре, нередко различаются по градациям и классификационным площадям внутри треугольника. Поэтому в каждом конкретном случае необходимо уточнять детали (границы фракций и зон гранулометрических классов в треугольнике) построения соответствующей классификации. Общий принцип один и тот же – это трехчленная классификация на основе треугольника.

Итак, к настоящему моменту разработаны классификации частиц по размерам, выделяют различные фракции гранулометрических элементов, а на основании содержания определенных фракций классифицируют почвы на градации по гранулометрическому составу. Название почвы по гранулометрии дается по ее поверхностному горизонту. Однако, гранулометрический состав почвенных горизонтов может заметно различаться как за счет почвенных процессов, так и вследствие неоднородности материнских пород. Поэтому весьма важно представить гранулометрический состав не только поверхностного слоя, но и почвы в целом.

ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ части II «ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОЧВ»

5. Дисперсность – свойство почвы, проявляющееся в различном содержании частиц разного размера (гранулометрический состав, текстура), а также в виде высокой удельной поверхности почвы. Экспериментальное исследование гранулометрического состава включает две стадии: (1) химико-механическое воздействие по разделению элементарных почвенных частиц (пептизация) и (2) определение содержания каждой фракции (элементарных почвенных частиц, ЭПЧ, определенного размера) седиментометрическим методом.

6. Элементарные почвенные частицы (ЭПЧ) – это наименьшие частицы твердой фазы почвы, не поддающиеся распаду общепринятыми методами пептизации. ЭПЧ разного размера отличаются по минералогическому составу, содержанию органического вещества и другим свойствам.

7. ЭПЧ в большинстве почв имеют размеры от 0.001 мм (ил) до 1-3 мм (гравий). Область размеров частиц от ила до гравия делится на фракции пыли (три фракции – мелкая, средняя, крупная) и песка (также три фракции – мелкий, средний, крупный). Отечественная классификация почв по гранулометрии основана на соотношении содержания фракции физической глины (<0.01мм) и физического песка (>0.01мм). (Постараемся запомнить «центральный образ»: при содержании физической глины 40–50% в почвах гумидной зоны и 45–60% в почвах аридной выделяют тяжелые суглинки, самые распространенные по гранулометрическому составу почвы; при меньшем содержании – средние, легкие суглинки, супеси и пески, при большем – глины).

8. Зарубежные классификации учитывают соотношение трех фракций: глины (<0.002), пыли (0.002–0.05) и песка (0.05–2 мм), а определение названия почвы по гранулометрии проводят с помощью треугольника Ферре.

9. Гранулометрический состав используется при: (1) названии почвы по гранулометрическому составу; (2) прогнозе других почвенных свойств. Так, тяжелые суглинки или глины будут плохо проводить влагу, иметь высокое содержание воды при низком содержании воздуха и долго прогреваться («холодные» почвы). Напротив, легкие почвы (супесь, песок связный и пр.), характеризуются быстрой фильтрацией влаги сквозь почву, малые количества воды для растений, быстрый прогрев («теплые почвы); (3) конструировании почв, при создании искусственных почв с заданными свойствами на основании смеси из различных гранулометрических фракций (песка, глины и пр.). Это очень интересная и быстро прогрессирующая отрасль физики почвы – расчет и создание целевых почвенных конструкций (см. Часть XVIII. Раздел «Конструирование почв») на основе знания физических свойств почвы, прежде всего, ее гранулометрического состава.

Литература

В а д ю н и н а А. Ф., З. А. К о р ч а г и н а. Методы исследования физических свойств почв. М.Агропромиздат, 1986.

К а ч и н с к и й Н. А. Физика почвы Ч.1.М., 1965.

Полевые и лабораторные методы исследования физических свойств почв, 2001. Под ред. Е.В.Шеина.

Р а с т в о р о в а О. Г. Физика почв. Практическое руководство. Л.: Изд-во Ленингр.ун-та, 1983. 196 с.

Handbook of Soil Science. Ed. by Malcolm E.Summer. 2000. CRC Press.

Soil Survey Laboratory Methods Manual. Soil Survey Investigations Report No 42. Version 3.0. January 1996. USDA. NRCS. NSSC. 693 p.

Лекция 3

СТРУКТУРА ПОЧВЫ

1. Микроагрегатный состав почв

2. Понятие о структуре почвы как о ее агрегатном составе

3. Оценка структуры. Ситовой анализ

7.Микроагрегатный состав почв

Отдельные гранулометрические частицы могут взаимодействовать друг с другом, «склеиваясь» и образуя сначала микроагрегаты, а затем и макроагрегаты, педы, почвенные комки и фрагменты.Микроагрегаты на этой схеме – это почвенные отдельности, состоящие из элементарных почвенных частиц. Отметим очень важный момент в организации микроагрегатов: основную связующую роль между пылеватыми и песчаными элементарными почвенными частицами (скелетом) играют илистые частицы. Так формируется из элементарных почвенных частиц первичная структурная единица почвы – микроагрегат. Соединяясь друг с другом, микроагрегаты образуют уже макроагрегаты, или просто агрегаты. Граница между микро- и макроагрегатами, по предложению К.К.Гедройца, находится на уровне 0.25 мм. Особенно важна устойчивость, стабильность почвенных микро- и макроагрегатов, способность их противостоять внешним воздействиям. Именно от этой способности агрегатов зависит и противоэрозионная устойчивость почв, и способность выдерживать внешние механические нагрузки, и многие другие почвенные функции.

Агрегаты (микроагрегаты <0.25мм и макроагрегаты >0.25 мм) – это группа элементарных почвенных частиц или микроагрегатов, которые соединяются друг с другом прочнее, чем с другими соседними почвенными частицами.

Почвенный пед – термин во многом аналогичный агрегату. Однако термин «почвенный агрегат» чаще всего применяют для зернистой, комковатой структуры гумусово-аккумулятивного и пахотного горизонтов, а «пед» – для разнообразных структурированных природных почвенных образований в различных горизонтах почвы.

Почвенный комок, фрагмент – термин, аналогичный почвенному агрегату, но применяемый, как правило, к агрегатам размером >10 мм.

Стабильность (устойчивость) агрегатов – способность сохранять пространственное распределение твердой фазы почвы и порового пространства при действии внешних сил. Это свойство, указывающее насколько соединяющие внутриагрегатные силы способны противостоять внешним разрушающим силам.

Рассмотрим эти показатели микроагрегированности почвы.

Коэффициент дисперсности по Качинскому (К_д, %): 100 %, где И_м и И_г – содержание фракции ила (частицы <0.001 мм) при микроагрегатном и гранулометрическом составах. Чем выше этот коэффициент, тем более дисперсна, легче пептизируется, менее микроагрегирована почва. Об этом говорит и само название коэффициента – коэффициент дисперсности. Вот некоторые классификационные градации почвенной микроагрегированности по этому показателю:

<15 – высокая микрооструктуренность

15–25 – хорошая

25–40 – удовлетворительная

40–60 – неудовлетворительная

>60 – весьма низкая.

Степень агрегированности по Бэйверу (А_г, %): 100%, где П_м и П_г – содержания фракций песка (мелкого, среднего, крупного), т.е. частиц диаметром >0.05 мм при микроагрегатном и гранулометрическом анализах. Но при использовании указанного коэффициента следует помнить, что чем он выше, тем лучше агрегирована почва. Возможная классификация микрооструктуренности почв на основании показателя А_г такова:

>90 – очень высокая микроагрегированность

80–90 – высокая

65–80 – хорошая

50–65 – удовлетворительная

35–50 – слабая

20–35 – весьма слабая

<20 – низкая

Приведенными показателями микроагрегированности можно пользоваться как при сравнении почвенных образцов, так и при характеристике микроагрегатной устойчивости конкретной почвы.

8. Понятие о структуре почвы как о ее агрегатном составе

В отличие от микроструктуры, макроструктуру, или собственно структуру почвы можно анализировать визуально, так как к ней относятся почвенные агрегаты (или педы) размерами более 0.25 мм. В России и в ряде европейских стран принято следующее определение структуры почвы: «Это форма и размер структурных отдельностей (макроагрегатов), на которые распадается почва» («Толковый словарь по почвоведению», 1975 г.). В словаре Американского общества почвоведов дается следующая характеристика структуры почвы: «Структура почвы характеризуется формой и степенью оформленности структурных отдельностей, или педов». Что касается разделения структурных отдельностей по форме – российская (по С.А.Захарову) и другие классификации весьма схожи. Выделяют в основном 6 типов структур:

· массивная (бесструктурная во влажном состоянии),

· зернистая,

· столбчатая,

· блочная,

· пластинчатая,

· призматическая.

По степени оформленности структурные отдельности (педы) разделяют на (1) бесструктурные, (2) слабо-, плохооформленные, (3) средне-, хорошооформленные и (4) прочные структурные отдельности. Это подразделение отражает не только собственно форму педов, но и условия, в которых они существуют: чем более прочные и крупные педы встречаются в почве, тем в большей мере этой почве свойственны трещины, крупные макропоры. Такая взаимосвязь размеров и формы педов с наличием в почве крупных проводящих путей также может быть использована при характеристике почв и введена в соответствующие уравнения почвенных процессов в виде числовых ранговых показателей. Это очень важно для количественного описания процессов, в которых структура играет весьма значительную роль – при движении воды в почве, при механических деформациях почв и во многих других процессах. Когда необходимо внести фактор структуры в количественное описание изучаемого процесса, то поступают именно так: вводят морфологическую характеристику в виде числового индекса (рангового показателя), – в модели переноса влаги, деформации почв.

Агрегаты (микроагрегаты <0.25мм и макроагрегаты >0.25 мм) – это группа элементарных

Однако указанные определения касаются прежде всего морфологии почвенных педов, они не количественные. Для того чтобы использовать количественные характеристики, необходимо применять уже специальные методы и устройства для количественной оценки почвенной структуры.

9. Оценка структуры. Ситовой анализ

В физике почв структуру почвы оценивают количественно на основании распределения содержания агрегатов (воздушно-сухих и в воде) по их размерам. Аналогично тому, как это делается в гранулометрическом и микроагрегатном анализах, структура выражается в содержании фракций агрегатов определенного размера (диаметра). Первым количественным показателем структуры является содержание воздушно-сухих агрегатов различного размера. Получается этот показатель благодаря рассеву воздушно-сухого почвенного образца в лаборатории на ситах с различным диаметром отверстий. Как правило, используют сита с диаметрами отверстий 10, 7, 5, 3, 2, 1, 0.5 и 0.25 мм, соединяя их в последовательный набор – от большего диаметра к меньшему. На верхнее сито с диаметром 10 мм высыпается предварительно взвешенный средний образец почвы, сита встряхивают, и агрегаты располагаются в ситах соответственно их размерам: на верхнем – >10 мм (фракция > 10 мм), на следующем с диаметром 7 мм – фракция 7–10 мм, с диаметром 5 мм – фракция 5–7 мм и т.д., а в остатке будут микроагрегаты и элементарные почвенные частицы диаметром <0.25 мм – пылеватая часть почвы. Содержание каждой фракции легко можно рассчитать как соотношение этой фракции к взятой навеске. Естественно, что самые крупные агрегаты – глыбы, и самые мелкие – пылеватая часть почвы, указывают на неблагоприятное агрофизическое состояние почвенной структуры. А агрегаты размерами 10–0.25 мм – самые важные, они придают почвенной структуре ее уникальный вид в виде почвенных комочков и определяют почвенное плодородие. Поэтому их и называют агрономически ценными. Содержание агрономически ценных агрегатов – важнейший показатель ее состояния: чем выше их содержание, тем лучше почва. Недаром говорят: «Культурная почва – структурная почва». Итак, содержание агрономически ценных агрегатов – один из важнейших показателей структурного состояния почвы.

Другим показателем структуры является ее устойчивость к внешним воздействиям, среди которых наиболее существенным является воздействие воды. Это чрезвычайно важно, так как почва должна сохранять свою уникальную комковатую зернистую структуру после обильных осадков и последующего легкого подсушивания, когда образуется не плотная непроницаемая для газов и воды корка, а вновь хорошо различимые почвенные комочки, агрегаты. Это качество структуры называют водоустойчивостью. Как может вода воздействовать на структурные отдельности, за счет чего их разрушать? Прежде всего, почвенные частицы смачиваются водой, вокруг них образуются пленки воды, которые их «раздвигают», или, как иногда говорят, «расклинивают» – это расклинивающее давление водных пленок. Кроме того, при увлажнении агрегата в него быстро входит вода, закупоривает в порах воздух, «защемляет» его. Так как вода всасывается почвой с огромной силой, с очень большим «всасывающим» давлением, то и в «защемленном» воздухе это давление весьма высоко. Он просто разрывает, или взрывает, почвенный агрегат. Такое взрывное воздействие защемленного воздуха наиболее часто встречается в природе при увлажнении сухой почвы. Противостоять этому воздействию могут лишь агрегаты, обладающие соответствующими связями между слагающими агрегат частицами, – т.е. быть водоустойчивыми.

Характеризуют это качество структуры также с помощью рассева на ситах, но не на воздухе, а в стоячей воде. Для этого предварительно (капиллярно) увлажненный почвенный образец переносят на верхнее сито (в данном случае – это сито с диаметром отверстий 5 мм, сита 10 и 7 мм не используются: такого размера водоустойчивых агрегатов в естественных почвах практически не наблюдается). После легкого покачивания набора сит в воде с каждого из них смывают водоустойчивые агрегаты и определяют их содержание. Как и в случае с ситовым анализом воздушно-сухих агрегатов – «сухого» просеивания, – получают распределение содержания водоустойчивых агрегатов по их размерам (диаметрам). Такое представление результатов анализа нам уже знакомо: и в гранулометрическом анализе, и в микроагрегатном мы получали распределение частиц по размерам, содержание фракций. Это традиционное представление данных для анализа дисперсности твердой фазы почвы.

Итак, дисперсность почвы, ее микро- и макроагрегированность характеризуются содержанием различных по размеру фракций: гранулометрический – распределением ЭПЧ, микроагрегатный – микроагрегатов, макроагрегатный – сухих и водоустойчивых агрегатов. Соответствующие анализы различались только степенью воздействия на твердую фазу, что и представлено на схеме (рис. III.2). При гранулометрическом анализе необходимо было достичь наиболее полного разделения почвенных частиц до их элементарных составляющих – ЭПЧ. Поэтому и воздействие было самым мощным: концентрированный химический диспергатор (пирофосфат натрия или другие) наряду с мощным физическим воздействием (механическое растирание, ультразвук). В микроагрегатном анализе целью было выделение первичных, самых устойчивых почвенных структур. Разделение частиц в этом анализе значительно «слабее», чем при гранулометрическом: слабый раствор и легкое механическое воздействие, необходимое для того, чтобы отделить микроагрегаты друг от друга. При оценке водоустойчивости почвенных агрегатов (макроагрегатов) воздействие значительно слабее, чем в микроагрегатном или гранулометрическом анализах – лишь разрушающее действие воды («мокрое» просеивание). Для того чтобы узнать, как почва распадается на агрегаты в естественном состоянии, используется рассев на ситах в сухом состоянии – это «сухое» просеивание, в котором разрушающее воздействие проявляется в виде легкого механического покачивания сит. Таким образом, все указанные фундаментальные свойства твердой фазы почвы, характеризующие ее дисперсность и агрегированность, можно по степени воздействия выстроить в представленной на рис. III.2 схеме.

Вполне понятно, что если мы имеем результаты двух соответствующих анализов макро- или микроструктуры, то мы можем охарактеризовать связи, которые приводят к возникновению той или иной степени агрегированности. Действительно, если цели «сухого» и «мокрого» просеивания – это оценки распределения агрегатов в сухом состоянии и при воздействии воды, то их сравнение – это оценка связей между почвенными частицами, которые не дают им распадаться в воде, т.е. оценка водоустойчивости. Сравнение данных гранулометрического и микроагрегатного составов – оценка первичных, лежащих в основе формирования микроагрегатов из ЭПЧ связей, оценка микроагрегированности. Параметры этой оценки мы уже знаем – это коэффициент дисперсности, коэффициент агрегированности и др. Остановимся на параметрах оценки макроструктуры.

Рис. III.2. Схема расположения почвенно-физических анализов твердой фазы почвы по степени их разрушающего воздействия

10. Оценка структуры почвы

Сначала о некоторых критериях оптимальности структурного состояния почвы по данным «сухого» просеивания. Обычно считается, что агрономически ценными фракциями являются все фракции, входящие в диапазон от 10 до 0.25 мм. Агрегаты крупнее 10 мм – это глыбы, а глыбистая структура, как известно, далеко не лучшее состояние почвы, точно так же, как доминирование частиц <0.25 мм – пылеватой части почвенных агрегатов. Поэтому и пользуются обычно следующими качественными оценками структуры на основании количества агрегатов именно этого, агрономически ценного диапазона, 10–0.25 мм:

>60% – отличное агрегатное состояние

60–40 – хорошее

<40% – неудовлетворительное

Либо используют так называемый коэффициент структурности (К_стр):

Как видно из приведенного выражения К_стр, этот коэффициент также основан на количестве агрономически ценных агрегатов. Соответственно, и диапазоны К_стр, используемые для качественной оценки структуры, составляют:

>1.5 – отличное агрегатное состояние

1.5–0.67 – хорошее

<0.67 – неудовлетворительное.

Оценку структуры почвы в отношении ее водоустойчивости проводят по количеству агрегатов определенного размера, получающихся после «мокрого» просеивания. В данном случае – по количеству агрегатов >0.25 мм. Чем больше крупных агрегатов (крупнее 0.25 мм), полученных в результате просеивания почвы в воде, тем лучше водоустойчивость структуры. Приводим классификационные диапазоны для качественной характеристики водоустойчивости структуры по сумме агрегатов размерами >0.25 мм:

<30 % – неудовлетворительная

30–40 – удовлетворительная

40–75 – хорошая

>75 % – избыточно высокая.

Нередко требуется использовать данные ситового анализа в виде одного единственного показателя, а не в виде распределения агрегатов по фракциям. Так как распределение агрегатов по фракциям – это распределение, которое трудно описать единой математической зависимостью, используют следующие показатели в виде средневзвешенного диаметра агрегатов (СВД) и среднегеометрического диаметра (СГД) :

В указанных выражениях везде M_i – весовой % фракции агрегатов со средним диаметром , n – количество фракций. Нетрудно заметить, что выражение, стоящее в знаменателе под знаком экспоненты в СГД, – это общий вес образца. Чем выше СВД и СГД, тем в большей мере в структуре выражены крупные фракции, чем ниже – тем в большей мере пылевата структура. Отметим также, что СГД и СВД очень хорошо скоррелированы, – коэффициент корреляции близок к 0.9.

Таковы традиционные для российских почвоведов оценки и критерии водоустойчивости структуры. Во Франции и некоторых других странах нередко используют так называемый «тест по структурной стабильности», предложенный С.Хениным (Henin S., цит. по Mathieu, Pieltain, 1998). Он основан на измерении количества макро- и микроагрегатов в виде фракций глины, пыли, крупного песка и макроагрегатов (>2 мм), которые можно определить традиционными методами (например, пипет-методом) после трех видов обработки:

1. Навеску почву помещают в воду. За счет разрушающего действия воды и защемленного воздуха агрегаты распадаются на микроагрегаты и ЭПЧ. Определяют их содержание.

2. Навеску почвы предварительно обрабатывают в спирте. В этом случае в агрегатах уменьшается количество адсорбированного и защемленного внутри агрегатов воздуха. После такой обработки агрегаты обладают как бы «собственной» стабильностью, более высокой, чем после первой обработки. Это обусловлено тем, что не происходит разрыва, «взрыва» агрегатов в воде за счет защемленного в агрегатах воздуха.

3. Навеску предварительно обрабатывают в бензине. Эта обработка предохраняет от разрушения гидрофобные органические вещества, которые и служат основным устойчивым структурообразователем. После этой обработки определяют содержания глины, пыли, крупного песка и макроагрегатов.

На основании всех трех видов обработки и определения указанных фракций рассчитывают «индекс нестабильности» (I_s), как среднее между тремя обработками:

Индекс нестабильности колеблется в широких пределах. Например, для почв высокогумусных, насыщенных кальцием, он составляет около 0.1, а для солонцовых горизонтов, структурно нестабильных – увеличивается до 100. Этот индекс особенно удобен для изучения динамики структурного состояния почвы, влияния того или иного фактора (применение удобрений, различных способов мелиорации и пр.). Кроме того, если рассматривать составляющие индекса – последовательные обработки, – то можно получить информацию и о том, какой структурообразующий фактор определяет устойчивость структуры.

А для чего вообще необходимы данные по структуре почвы? Повторим, «структурная почва – культурная почва», внутриагрегатное пространство – основное хранилище почвенной продуктивной влаги, питательных веществ, основное «жилище» микроорганизмов. Кроме того, оценка водоустойчивости необходима для оценки и прогноза устойчивости почвы к водной эрозии, сопротивления воздействию тяжелой техники. Однако главное предназначение структуры – обеспечивать высокую продуктивность почвы. Остановимся подробнее на соответствии структуры почвы и урожая растений.

11. Структура почвы и урожай

Задумаемся далее над вопросом, каким же образом почвенная структура может оказывать влияние на урожай растений. Прямым образом – практически никак, ведь формирование крупных и мелких почвенных комочков существенно не может влиять на проникновение корней. Но структура – один из основных определяющих урожай факторов. Это факт непреложный. По всей видимости, структура оказывает влияние на растения не непосредственно, а через формирование водного, воздушного, питательного, теплового режимов, т.е. функционально. Вот поэтому, изучая проблемы, связанные с взаимозависимостью структуры почвы и урожая, надо прежде всего иметь в виду, что хорошая структура – это благоприятные физические режимы, которые и формируют в конечном счете урожай растений.

Это подтверждают результаты исследований известного украинского агрофизика В.В.Медведева (1988), в которых наиболее подробно представлено влияние структуры почвы на урожай растений. Опыты проводились в степной зоне с отсеянными агрегатами чернозема размерами 20–5 мм (Х₁), 5-2(Х₂), 2–0.25 (Х₃) и <0.25 мм (Х₄). Эти агрегаты смешивали в различной пропорции в вегетационных сосудах. В результате вегетационных микрополевых опытов учитывался урожай растений. Результаты представлены на рис. III.3 а,б в виде изоплет (линий равных значений) урожая массы сухого снопа ячменя. Причем, первый опыт (рис. III.3 а) был проведен в оптимальных условиях увлажнения, а второй (рис. III.3 б) – в засушливых.

Рис. III.3. Диаграмма зависимости мaссы сухого снопа ячменя (г/сосуд) от соотношения почвенных агрегатов (х₁=20–5 мм, х₂=5–2 мм, х₃=2–0.5 мм и х₄=<0.25 мм) при оптимальных по влагообеспеченности (а) и засушливых (б) условиях

Линии равного выхода (изоплеты) проведены с интервалом 1,1 г (I – зона минимального урожая, II – зона максимального урожая) (по В.В.Медведеву, 1988).

Что можно видеть из приведенных результатов опыта В.В.Медведева? Прежде всего, то, что в зависимости от агрегатного состава урожай может различаться в 9 раз (!) – в первом и во втором опытах урожай варьировал от 0 до 9 условных единиц. То есть благодаря изменению агрегатного состава можно значительно повысить продуктивность почвы. Кроме того, как видно из рис. III.3 а наибольшая масса снопа ячменя приходится на диапазон структурных отдельностей от 20 до 5 мм. Вероятно, при хорошем водоснабжении именно такого размера агрегаты и способствуют наилучшему произрастанию семян, последующему росту и развитию. А вот в засушливых условиях (рис. III.3 б) растения лучше развивались на агрегатах размерами <5 мм. Это значит, с одной стороны, что практически не существует однозначного, установленного на все условия наилучшего диапазона: в условиях засушливого лета лучшие результаты могут быть получены на более мелких агрегатах. С другой стороны, результаты этого опыта подтверждает и приведенное выше основное положение: структура почвы в виде ее агрегатного состава непосредственным образом не влияет на продуктивность. Она влияет через формирование водного, воздушного и питательного режимов растений. Структура в виде агрегатного состава – это основной фактор, формирующий почвенное поровое пространство, в котором содержится все необходимые вещества для растений. Это прежде всего вода, воздух и питательные элементы.

И еще один важный вывод можно сделать из опытов В.В.Медведева. Урожай зерна и биомасса растений повышаются при значительном преобладании агрегатов размерами 5-2 мм, т.е. размеров агрегатов, близких к размерам семян ячменя, с которым проводились опыты. Впрочем, общее правило агротехнической обработки пахотного слоя было давно известно земледельцам: агрегатный состав посевного слоя должен быть представлен агрегатами с размерами близкими к размерам семян. В этом случае осуществляется наилучший контакт семени с почвенными частицами, наилучшее снабжение семян водой.

Итак, из рассмотренных экспериментов можно сделать два основных вывода.

1. Фундаментальные физические свойства, такие, как гранулометрический состав, плотность почвы, микро- и макроструктура, оказывают непосредственное влияние на урожай в виде создания оптимальных диапазонов содержания воды, воздуха, тепла. Или, учитывая динамичность этих характеристик, – в поддержании оптимальных водного, воздушного и теплового режимов для произрастания растений. Факторы агрохимические – внесение удобрений, различных стимулирующих веществ – проявляют себя только при благоприятных почвенно-физических условиях.

2. Все физические свойства имеют свой оптимальный диапазон, который следует создавать и поддерживать для нормального развития растений. Кривая зависимости урожая от физических факторов носит вид куполообразной функции с диапазоном оптимума.

Итак, один из основных выводов касается того, что именно водный и воздушный режимы определяют урожай, т.е. условия содержания и статуса воды и воздуха являются основополагающими почвенно-физическими факторами развития агроценоза. Остановимся на определении оптимальных диапазонов содержания воды, воздуха в почве.

12. Оптимальные диапазоны содержания воды и воздуха

Многочисленными агрофизическими опытами, всем опытом развития научного земледелия доказано, что для нормального роста и развития растений в почве должны присутствовать воздух, вода и достигнута определенная температура. Если в почве избыток воды (например, в гидроморфных почвах), – растения страдают от недостатка воздуха. Лишь некоторые растения (например, рис) имеют специальные приспособления для жизни в условиях недостатка воздуха. Для обычных же растений нужен почвенный воздух. Если в почве избыток воздуха, то растения страдают от недостатка влаги. Наступает почвенная засуха. Что же касается температуры, то растения также начинают развиваться и активно вегетируют лишь в том случае, если почвенная температура находится в определенном диапазоне. Здесь следует отметить, что для сравнения почв по обеспеченности водой недопустимо указывать влажность просто в процентах от абсолютно сухого веса или объема. Ведь почва может быть песчаной, может быть глинистой. Величины влажности в этих случаях будут сильно различаться. Поэтому и указывают влажность не в традиционных процентах, а в долях от некоторых почвенных физических констант, например в долях от порового объема (от порозности) или, что делают чаще, в долях от наименьшей влагоемкости. Последняя константа – очень важная физическая величина, отражающая количество влаги, которое способна удержать почва после полного насыщения и свободного стекания гравитационной влаги. О ней предстоит специальный разговор в разделе о почвенных константах и доступности влаги для растений.

Почвенно-физические оптимумы в отношении воды и воздуха в почве, обусловленные почвенной структурой (более подробно см. «Справочные материалы»):

содержание воздуха (в объемных процентах) – >10%,

содержание влаги – 55–95% от порозности почвы или 100–70% от наименьшей влагоемкости.

Следует еще раз подчеркнуть, что указанные диапазоны во многом зависят от произрастающих растений, от климатической зоны и многих других факторов по отдельности, и их сочетаний. Приведены эти цифры в качестве агрофизических «реперов», на которые необходимо ориентироваться для создания оптимальных условий произрастания растений. В последующих главах к указанным оптимумам содержания воды и воздуха будут добавлены и оптимумы температуры и проницаемости почвы для корней.

Безусловно важными являются вопросы: «Вследствие каких свойств, процессов образовалась уникальная, свойственная только почве, агрегатная структура? Какие механизмы лежат в основе формирования структуры почвы?».

13. Формирование почвенной структуры

7.1. Строение агрегата

Вновь обратимся к рис. II.1. Уникальное почвенное образование, придающее почве специфическую структуру и лежащее в основе всех почвенных функций, – почвенный агрегат, – имеет пространственную организацию, где главную роль «клеящих веществ» отводят гумусовым веществам, илу и таким структурообразующим катионам, как Са, Al, Fe. Минеральный каркас в большинстве случаев представлен элементарными минеральными почвенными частицами (частицами кварца, полевых шпатов и пр.). Так и сформирован почвенный агрегат: первичные минеральные частицы соединены друг с другом «клеящими веществами» различной природы. Этому находится подтверждение в огромном количестве микроморфологических наблюдений, данных по гранулометрическиму анализу, минералогическому анализу гранулометрических и микроагрегатных фракций. Приведенное строение агрегатов можно считать неоспоримым фундаментальным фактом почвоведения.

Итак, одним из основных механизмов признан механизм «прикрепления», «склеивания» отдельных частиц, микроагрегатов, агрегатов за счет различного рода почвенных «клеев», прежде всего тонких илистых частиц, соединяющих наподобие цемента более крупные элементарные почвенные частицы, например зерна кварца. Для прочности такого рода «клея» необходимо присутствие иона Са, в этом случае соединение будет устойчивым. Другим важным почвенным «клеем» является почвенное органическое вещество, что хорошо видно на упрощенной схеме почвенного агрегата, приведенной на рис.II.1, где представлены микроагрегаты, состоящие из ЭПЧ, и макроагрегаты, состоящие, в свою очередь, из микроагрегатов, «склеенных» различными природными «клеями» в виде илистых частиц, органического вещества. Положительная роль илистого и органического «цемента» в структурообразовании – также доказанные факты.

Другим фактом, имеющим разнообразные доказательства, является неоднородность свойств от поверхности к центру агрегата. Так, химические анализы показывают, что поровый раствор из отдельных агрегатов содержит меньшее количество Н⁺ и большее – ионов щелочных и щелочноземельных металлов, чем межагрегатный поровый раствор; ионами Н и Al обогащена поверхность агрегата, а в центре выше насыщенность основаниями. Имеются и другие доказательства того, что внутри агрегата идут иные процессы, чем на его поверхности. С этими фактами связаны и разнообразные теории, обосновывающие механизмы структурообразования.

7.2. Основные теории структурообразования

В соответствии со строением почвенного агрегата появлялись и гипотезы формирования почвенной структуры. Среди этих гипотез весьма условно можно выделить три основные или наиболее распространенные, которые на данный момент можно уже назвать теориями. Первоначально основной теорией была коагуляционная теория структурообразования, основоположником которой был К.К.Гедройц (1926). В ней предполагается, что минеральные глинистые частицы и органические почвенные коллоиды при взаимной коагуляции слипаются, формируя первичные микроагрегаты. Причем устойчивость этих микроагрегатов будет зависеть от катиона, который находится в почвенном поглощающем комплексе. Ионы кальция, железа, магния, алюминия будут вызывать наиболее быструю и устойчивую коагуляционную связь. Отметим, что приложение теории коагуляции коллоидов для объяснения формирования почвенных агрегатов было дано К.К.Гедройцем лишь предположительно. Впоследствии эта гипотеза не раз критиковалась. Выдвигались следующие справедливые аргументы: 1) коагуляция весьма затруднена в почвенной массе, где подвижность коллоидов, по сравнению с суспензией, сильно ограничена; 2) агрегаты крупнее 0.05 мм в процессе коагуляции образоваться не могут. Следовательно, теория коагуляции не может объяснить формирования макроагрегатов; 3) катион кальция далеко не всегда способствует улучшению или поддержанию устойчивой структуры, чему также имелись многочисленные наблюдения. Однако эта гипотеза с последующими ее дополнениями в виде образования цементационных связей по мере «старения» коллоидов (явления пептизации, образования совместных водных пленок, переход органических веществ из растворимых в нерастворимые и др.) безусловно, сыграла свою плодотворную роль как в развитии теории структурообразования, так и в практике. В настоящее время она лежит в основе рассмотрения формирования природных коагуляционных структур (ячеистой, скелетной и ламинарной) в зависимости от минералогического состава, насыщающего катиона, условий осаждения и многих других факторов. Подчеркнем важный, на наш взгляд, момент для формирования почвенной структуры: большинство материнских пород (суглинистые осадки, илы, озерно-ледниковые глины и пр.) уже имеют определенную структуру на микроагрегатном уровне, т.е. неоднородное распределение элементарных частиц в пространстве, их организацию в микроагрегаты.

Коагуляционная теория нашла свое продолжение в идеях И.Н. Антипова-Каратаева с сотрудниками (1948), которые предложили следующую схему структурообразования. Первая стадия – простое «прилипание» минеральных коллоидов друг к другу. Затем (вторая стадия) – склеивание первичных образований минеральными аморфными «клеями» (гидраты полуторных окислов, кремнезем и проч.). Большое значение имеет минералогический состав минеральных компонентов, заряд их поверхности. И, наконец, на третьей стадии происходит дополнительное склеивание частиц органическим веществом, причем наиболее прочная связь будет наблюдаться при сорбции органических молекул на внутренних поверхностях смектитовых минералов. Эта теория позволила разработать определенные схемы анализа почвенных агрегатов, выделить их характерные типы.

Одним из существенных дополнений в теорию структурообразования была теория В.Р.Вильмса (1939), который сделал акцент на роли биологического фактора. Он подчеркивал значение, во-первых, корневых систем растений, как макрофактора образования зернистой структуры, во-вторых, роль так называемого «свежего» органического вещества, которое образуется в анаэробных (!) условиях и является продуктом непосредственного выделения анаэробных бактерий. Причем, по предположению Вильямса, эти анаэробные процессы происходят внутри почвенных агрегатов, а на их поверхности идут аэробные процессы. Эта гениальная догадка В.Р.Вильямса была впоследствии подтверждена опытами И.С.Кауричева, Л.Ф.Тарариной (1972) и др., которые экспериментально доказали, что при средних и высоких влажностях (более 70% от НВ) окислительно-восстановительный потенциал внутри агрегата ниже на 100–200 мВ по сравнению с поверхностью. Более того, почвенные микробиологи также экспериментально доказали наличие внутри почвенных агрегатов факультативно-анаэробных бактерий (К.И.Рудаков, 1951) и анаэробного микроценоза (А.Л.Степанов, 1997). Все это указывало на то, что формирование специфических устойчивых почвенных агрегатов связано с особыми свойствами органического вещества, вырабатываемого специфической микробиотой в условиях недостатка воздуха именно внутри почвенного агрегата.

Можно сказать, что три указанные гипотезы до сих пор являются «тремя китами», на которых основана современная теория структурообразования. Впоследствии эти гипотезы были дополнены данными о значении гифов грибов в первичном (сначала механическом, а затем и биохимическом) формировании агрегатов, многочисленными данными о значении гидрофобизации в формировании устойчивости структуры (прежде всего, за счет увеличения длительности увлажнения, снижения «разрывного» действия защемленного воздуха), о значении анаэробных процессов в образовании водоустойчивых агрегатов. Роль почвенного органического вещества – основная, это признается всеми исследователями. Однако механизм формирования устойчивой структуры за счет гумусовых веществ так и остается до конца неясным. Как нередко бывает в науке – факты есть, а соединяющей и объясняющей гипотезы нет. Попробуем рассмотреть одну из таких гипотез, в основе которой лежит экспериментально доказанный факт об очень важном свойстве почвенных органических веществ – свойстве амфифильности.

7.3. Значение амфифильных свойств почвенного органического вещества

Амфифильность – это свойство природных органических веществ проявлять как гидрофобные (отталкивать воду), так и гидрофильные (притягивать, соединяться с молекулами воды) качества. Большинство биологических макромолекул являются амфифильными веществами. Амфифильность обусловлена наличием в их составе как гидрофильных (полярных) групп, так и гидрофобных (неполярных) зон. Соотношение гидрофильных и гидрофобных участков в молекуле обусловливает ее растворимость, пространственную организацию и разнообразие функциональных свойств. Поскольку минеральные компоненты почвы гидрофильны, то за формирование более гидрофобных поверхностей в почве ответственно органическое вещество. От степени гидрофобности поверхности органо–минеральных частиц будет зависеть их способность к взаимодействию друг с другом за счет гидрофобного связывания и образование водопрочных агрегатов. Ведь гидрофобная поверхность в микропоре способствует замедлению движения воды и снижает опасность возникновения высоких расклинивающих давлений в агрегате. Мы уже знаем, что водоустойчивость агрегатов обусловлена силами, которые препятствуют возникновению высоких расклинивающих давлений, предотвращают быстрое вхождение воды в поры и образование защемленного воздуха. В отсутствии амфифильных гумусовых веществ минеральные частицы, имея на поверхности обменные катионы, будут отталкиваться друг друга за счет того, что между частицами образуется зона повышенного осмотического давления, – здесь выше концентрация катионов. Так формируется разрушающее действие воды, проникающей между этими частицами (рис. III.4, а). За счет этого разрушающего, расклинивающего давления частицы легко «отходят» друг от друга, структура оказывается неустойчивой как к водному воздействию, так и к механическому. При наличии же в межчастичном пространстве амфифильных молекул гумусовых веществ, полярные группы этих молекул взаимодействуют с поверхностью минеральной матрицы, а гидрофобные – друг с другом за счет сил гидрофобного связывания (рис. III.4, б). Формируются новые энергетические связи, удерживающие частицы друг с другом, обуславливающие водоустойчивость этого агрегатного комплекса.

Рис. III.4. Схема распадающегося в воде под действием расклинивающего давления агрегата (а) и водоустойчивого, за счет формирования сил гидрофобного взаимодействия между частицами (б)

Таким образом, на уровне почвенного агрегата (педа) способность суглинистых почв сохранять водоустойчивую структуру обусловлена, прежде всего, гумусовыми веществами с амфифильными свойствами. Вследствие этих взаимодействий и образуется водоустойчивый почвенный агрегат, состоящий из глинистых частиц, соединенных между собой силами гидрофобного связывания благодаря амфифильным гумусовым веществам (рис. III.5). Тогда

Рис. III.5. Схема образования органо–минерального первичного агрегата с участием амфифильных (гидрофобных и гидрофильных) молекул почвенного органического вещества

формирование структурообразующих связей и водоустойчивость будут объясняться следующими механизмами: амфифильное почвенное органическое вещество своими гидрофильными частями будет прочно прикрепляться к гидрофильной же поверхности минералов. А гидрофобные части органической молекулы займут противоположное положение, будут направлены в межчастичное пространство. Гумусовые вещества с преимущественно гидрофобными компонентами формируются внутри первичных агрегатов, в близких к анаэробным условиях. Становится понятным, что «свежий гумус», по В.Р.Вильямсу, это не что иное, как органическое вещество с преимущественно гидрофобными свойствами, образовавшееся, как и указывал Вильямс, в анаэробных (или близких к анаэробным) условиях.

Следовательно свойство амфифильности почвенной органики обуславливает формирование почвенной структуры и ее главного свойства – устойчивости.

ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ части III

«СТРУКТУРА ПОЧВЫ»

10. Микроагрегаты – наиболее устойчивые структурные комплексы размерами <0.25мм, состоящие из ЭПЧ и обладающие порозностью. Разделение микроагрегатов на фракции аналогично фракциям гранулометрического состава. Чем выше микроагрегированность, тем устойчивее почва к разнообразным нагрузкам, лучше образует агрегатную структуру. Микроагрегированность характеризуют по: коэффициенту дисперсности (К_д, %) по Н.А.Качинскому (чем выше его значение, тем хуже микроструктурирована почва) и степени агрегированности по Бэйверу (чем больше его величина, тем лучше микроагрегирована почва).

11. Структура почвы – это форма и размер структурных отдельностей в виде макроагрегатов (педов) размерами >0.25 мм, на которые распадается почва. Структура почвы характеризуются формой и степенью оформленности структурных отдельностей.

12. Агрегатный состав почвы определяется количеством агрегатов различных размеров, водоустойчивых («мокрое» просеивание) и сухих («сухое» просеивание). Агрегатный состав почвы является определяющим фактором для создания благоприятных условий (прежде всего воздушных, водных и тепловых) для роста и развития растений.

13. Фундаментальные физические свойства, такие, как гранулометрический состав, плотность почвы, микро- и макроструктура оказывают влияние на урожай растений в виде создания оптимальных диапазонов содержания воды, воздуха, тепла. Учитывая динамичность этих характеристик, задача создания почвенно-физических основ почвенного плодородия состоит в поддержании оптимальных водного, воздушного и теплового режимов для произрастания растений.

14. Наилучшие водно-воздушные условия для произрастания растений, обусловленные оптимальной почвенной структурой: содержание воздуха (в объемных процентах) – >10%, содержание влаги – 55-95% от полной влагоемкости или 90-70% от наименьшей влагоемкости.

15. Процесс агрегатообразования из ЭПЧ начинается с того, что минеральные глинистые частицы и органические почвенные коллоиды при взаимной коагуляции слипаются, формируя первичные микроагрегаты. Причем устойчивость этих микроагрегатов будет зависеть от катиона, который находится в почве. Ионы кальция, магния, железа, алюминия будут вызывать наиболее быстро формирующуюся и устойчивую коагуляционную связь (теории К.К.Гедройца и И.Н.Антипова-Каратаева).

16. Дальнейшее образование истинной почвенной макроагрегатной почвенной структуры происходит под влиянием корневой системы растений, которая механически разделяет минеральную массу, и под влиянием микробиоты, формирующей специфические органические вещества в анаэробных условиях, складывающиеся внутри первичных агрегатов (теория В.Р.Вильямса).

17. Физическая специфика почвенного структурообразующего вещества состоит в свойстве его амфифильности: одновременном проявлении гидрофобных и гидрофильных свойств. Гидрофильные участки органических молекул соединяются с гидрофильной поверхностью минеральных частиц, а гидрофобные – между собой, образуя структурообразующие «мостики-связи» между минеральными частицами. При этом поверхность минеральных частиц оказывается гидрофобизированной. Водоустойчивость агрегатов обусловлена наличием гидрофобных связей и гидрофобизацией поверхности частиц, предотвращающей агрегаторазрущающее действие защемленного воздуха при увлажнении.

Литература

В и л ь я м с В. Р. Почвоведение. Общее земледелие с основами почвоведения. М.: Сельхозгиз, 1936. 647 с.

К а ч и н с к и й Н. А. Физика почвы. Ч.1., М.: «Высшая школа». 1965

К у к Д. У. Регулирование плодородия почвы. М.: «Колос», 1970.

М е д в е д е в В. В. Оптимизация агрофизических свойств черноземов. М.:Агропромиздат. 1988.

Физико-химическая механика природных дисперсных систем. Под ред Е.Д.Щукина, Н.В.Перцова, В.И.Осипова Р.И.Злочевской. М.: Изд-во Моск.ун-та, 1985. 266 с.

M a t h I e u C., P I e l t a I n F. Analyse physique des soils. Methodes choisies. Technique&Documentation, 1998. 275 p.

Methods of Soil Analysis.Part 1. Physical and Mineralogical Methods. SSSA, Medison, Wisconsin, USA, 1986. 1188 р.

.

Лекция 4. УДЕЛЬНАЯ ПОВЕРХНОСТЬ ПОЧВ

1.Полная, внутренняя и внешняя удельные поверхности почв

2.Определение и анализ данных по удельной поверхности

3.Принципы методов определения удельной поверхности

Дисперсность почвы оценивается не только по содержанию частиц разного размера (гранулометрическом составом), но также формой и качеством поверхности почвенных частиц. Поверхность частиц может проявлять различную активность, поглощая с разной интенсивностью многообразные вещества, например пары воды, газы и пр. Если иметь теоретические, модельные представления о механизме этого процесса поглощения (сорбции), то возможно количественно характеризовать свойство дисперсности. Такая характеристика дисперсности почвы называется удельной поверхностью и проявляется по отношению к различным веществам. Чаще всего рассматривают ее по отношению к парам воды. Удельная поверхность почвы – это площадь поверхности (м²) почвенных частиц массой в 1 г.

Вспомним, что молекулы воды представляют собой по сути диполь, имеющий на своих концах положительный и отрицательный заряды. На поверхности почвенных минералов также имеются нескомпенсированные заряды (за счет дефектов в молекулярном строении решетки минералов и др.). За счет этого всегда будут возникать силы, прежде всего молекулярной (Ван-дер-Ваальса) и электрической природы, приводящие к связыванию молекул воды на поверхности твердой фазы почвы. Энергия самих молекул воды будет при этом снижаться, что регистрируется по выделению тепла – теплоты адсорбции.

Однако силы Ван-дер-Ваальса быстро убывают с расстоянием значительно быстрее, чем кулоновские силы взаимодействия. Они распространяются всего на несколько слоев молекул воды, покрывающих поверхность твердой фазы почвы. При образовании следующих слоев молекул воды заметного выделения тепла уже происходить не будет. В этом случае теплота адсорбции равна теплоте конденсации. Поэтому нет и существенных, весьма заметных структурных изменений в этих слоях почвенной влаги, хотя адсорбционные силы оказывают влияние и на эти слои. Весьма заманчиво было бы определить влажность при формировании монослоя воды (Wm) на поверхности. Ведь если бы удалось измерить эту влажность, тогда, зная площадь проекции одной молекулы воды (S0 , для почв в среднем составляет 10.5 Å2), можно было рассчитать и удельную поверхность (Sпол)

, где Na – число Авогадро, M – молекулярная масса воды. Поскольку Na, M, S0 – величины постоянные, вышеприведенное уравнение преобразуется в , где Wm выражено в %, а Sпол – в м2/г.

Попытаемся представить физическую модель возникновения слоя воды на внутренней и внешней поверхностях почвенных частиц. Здесь и в дальнейшем подстрочным символом m будем обозначать формирование мономолекулярной пленки, i – для обозначения внутренней, е – внешней поверхности частиц.

Статистическая физика свидетельствует о том, что сначала образуются «островки» молекул воды на участках поверхности с самыми высокими энергетическими характеристиками. Как правило, это происходит в тонких порах, трещинах, на внутренней поверхности почвенной частицы. Затем формируется тонкий слой воды, толщиной в одну молекулу воды на всей внутренней поверхности, – эта величина соответствует влажности внутреннего монослоя – (W_m)_i

Соответственно этой влажности можно рассчитать и внутреннюю удельную поверхность, - поверхность микротрещин, микровпадин в почвенных частицах - S_i. Предполагают, что после образования монослоя на внутренней поверхности частиц, по мере повышения влажности воздуха или относительного давления паров воды будет происходить уже образование пленки на внешней поверхности. В результате это приведет к образованию сплошной пленки по всей поверхности частиц. Влажность, соответствующая этому состоянию, – W_m

Она будет равна сумме влажностей, формирующей внутренний и внешний монослои:

По этой влажности (W_m), как мы уже знаем, можно рассчитать полную поверхность частиц – S_пол. Дальнейшее повышение давления паров воды будет приводить к формированию второго мономолекулярного слоя, но, подчеркнем, только на внешней поверхности монослоя воды, - ведь внутреннее пространство уже заполнено. Его формирование соответствует влажности внешнего монослоя воды (W_m)_e (стадия 3). Если знать эту влажность, то по ее величине можно рассчитать внешнюю (S_e) удельную поверхность – поверхность почвенных частиц в наиболее плоских и выпуклых ее частях, энергетически самых неактивных: . Разница между полной и внешней поверхностями даст величину внутренней, прямое определение которой весьма затруднительно, так как экспериментально определить величину (W_m)_i очень сложно. Поэтому в задачу определения полной удельной поверхности и составляющих ее внутренней и внешней входит, прежде всего, определение величин W_m и (W_m)_e.

Такова «модель» образования пленок воды в процессе сорбции почвой водяного пара. Эту физическую модель развивали многие исследователя, но в полной мере завершил и использовал А.Д.Воронин. Хотя он прекрасно понимал всю условность этой модели, указывая на то, что и «монослой […] не является сплошным в геометрическом смысле, энергетически, т.е. по типу взаимодействия с твердой поверхностью он проявляется достаточно четко..» (А.Д.Воронин, 1984, с.38). Этот физический образ образования пленок, - сначала мономолекулярных на внутренней поверхности, затем по всей частице, заполнение всех внутренних полостей, и в конце концов мономолекулярной пленки только на внешней поверхности частиц, формирующей окончательно фазовый раздел “вода–газ”, – должен был позволить определить важные поверхностные свойства частиц – внутреннюю, внешнюю и полную удельные поверхности

Удельная поверхность (м²/г) – величина площади поверхности 1 г дисперсных частиц. Удельная поверхность характеризует дисперсность почвы и состояние поверхности почвенных частиц.

Различают полную удельную поверхность (S_пол), внутреннюю (S_i) и внешнюю (S_e): . Внутренняя поверхность – это поверхность микротрещин, микрокаверн, микровпадин в почвенных частицах. Внешняя – образуется после заполнения молекулами воды внутренней поверхности частиц. Полная удельная поверхность, внутренняя и внешняя отражают сорбционную способность почвы, форму частиц, состояние их поверхности.

2.Определение и анализ данных по удельной поверхности

Уравнение БЭТ обычно записывают в ином виде, в форме удобной для расчетов величины W_m:

.

Как отмечали сами авторы теории БЭТ, линейность уравнения (зависимость левой части относительно р/р_о ) сохраняется лишь для области относительных давлений паров воды от 0.05 до 0.35.

Из этого уравнения следуют и практически важные решения. Основное – определение удельной поверхности почв. Вспомним, что у свойства дисперсности есть две характеристики – размер частиц (это гранулометрический анализ) и удельная поверхность. Для определения удельной поверхности экспериментально получают значения влажностей (W) при нескольких значениях р/р_о в области от 0.05 до 0.35. Принципиально достаточно и двух пар экспериментальных значений р/р_о – W. Это дает возможность рассчитать W_m. Наиболее простым считается графический способ, когда за “ ” принимают левую часть уравнения, а за “ ” - величины р/р_о. Тогда мы имеем уравнение прямой , где константы а и b не что иное как , а . На графике прямой линии b – это отрезок, отсекаемой прямой на оси ординат, а – тангенс угла наклона прямой. Зная а и b , легко рассчитать W_m, а затем и удельную поверхность почвы уже по известному нам уравнению . Напомним, что если W_m выражена в [% к массе почвы], то S_пол тогда будет выражена в [м²/г].

Поэтому задача и сводится к определению W_m (более подробно см.: «Полевые и лабораторные методы определения физических свойств и режимов почв», 2001). Обладая современными вычислительными средствами, расчеты удельной поверхности легко и быстро можно сделать с помощью процедуры аппроксимации экспериментальных данных линейной регрессией практически во всех математических программах без указанных выше графических построений (впрочем, согласитесь, весьма простых). В этом случае рекомендуется брать все же не менее трех экспериментальных точек р/р_о – W.

Теперь попытаемся вычислить внутреннюю поверхность, используя уравнение Фарера. Уравнение Фарера справедливо в области относительных давлений паров воды 0.4–0.8. Поэтому именно для этой области и следует подбирать неизвестные параметры (К_е и W_i) в уравнении Фарера, чтобы в конечном счете определить (Wm)_e. Величина К_е изменяется в зависимости от свойств почв от 0.7 до 0.95. К сожалению, для устойчивого определения двух указанных параметров необходимо иметь как минимум четыре экспериментальные точки зависимости (W- p/p_o) в диапазоне 0.4–0.8. Нередко это бывает затруднительно. На основе большого фактического материала базы данных кафедры физики и мелиорации почв МГУ показано, что для почв дерново-подзолистого ряда величина К_е близка к 0.74, увеличиваясь в глинистых красноземах до 0.9. В целом, для большинства суглинистых почв каолинитово-гидрослюдистого минералогического состава можно использовать величину К_е=0.74. В этом случае уже по двум точкам можно определить (W_m)_e, рассчитать внешнюю (S_e): , а затем и внутреннюю (S_i) поверхность: .

Среди других методов определения удельной поверхности почв отметим нередко используемые методы, основанные на удерживании поверхностью почвы неполярных жидкостей. Чаще всего используют этиленгликоль. Считается, что прочносорбированная неполярная жидкость покрывает поверхность почвенных частиц монослоем. А потому поступают следующим образом: смачивают почву этиленгликолем, медленно сушат до постоянного веса. Зная начальную массу абсолютно сухой почвы и массу почвы с монослоем этиленгликоля, можно рассчитать и удельную поверхность, исходя из того, что 0.0031 г этиленгликоля формирует один квадратный метр мономолекулярного слоя на поверхности почвы (“Methods of soil analysis”, 1986). Однако эти методы апробированы в большей мере для чистых глин (указанная масса этиленгликоля для покрытия 1 кв.м точна лишь для бентонита), а для почв используются как сравнительные.

Естественны вопросы: Как анализировать данные по удельной поверхности и указанным ее формам? На какие процессы указывает увеличение той или иной ее формы? Во-первых, причинами увеличения суммарной удельной поверхности могут быть как увеличение количества частиц малого диаметра (утяжеление почвы по гранулометрическому составу), так и изменение качества их поверхности. В случае неизменности гранулометрического состава и увеличении S_пол можно определенно говорить об изменении качества поверхности, хотя о причинах этого увеличения по результатам анализа удельной поверхности можно только догадываться. В самом общем случае при увеличении удельной поверхности происходит гидрофилизация почвенных частиц, возможная по следующим причинам:

· изменение минералогического состава в сторону преобладания группы смектитовых минералов;

· за счет изменения катионного состава почвенного поглощающего комплекса (например, увеличение в его составе доли гидрофильных ионов натрия);

· за счет образования более гидрофильной почвенной органики, гидрофильных солей и пр.

Если же увеличилась только внутренняя поверхность при постоянстве общей, наиболее вероятно, что это следствие изменения глинного состава и микроформ частиц, появления тонких и глубоких микротрещин, причем способных несколько изменять размеры. Если же происходит рост внешней поверхности за счет сокращения внутренней - это указывает на упрощение форм почвенных частиц при росте их дисперсности (ведь общая удельная поверхность осталась та же). Подчеркнем, что это самая общая схема анализа данных. Для выявления механизма происходящих процессов одних данных по удельной поверхности недостаточно, но все же они и сами по себе весьма симптоматичны.

О чем непременно надо помнить, анализируя удельную поверхность? Прежде всего о том, что мы имеем дело с эффективной удельной поверхностью, определенной по воде. Поверхность, наиболее активная в отношении молекул воды, может быть совсем иной по отношению к неполярным молекулам, таким, как молекулы этиленгликоля или азота. Но в обоих случаях полученные в экспериментах по адсорбции поверхности не будут равны геометрической поверхности. Поэтому мы и имеем дело не с реальной геометрической величиной, а с эффективной удельной поверхностью, то есть определенной по ее функциям, по ее проявлениям, влияниям на молекулы воды или азота.

Принципы методов определения удельной поверхности

Наиболее простым и самым распространенным методом определения удельной поверхности и ее составляющих видов является получение кривой сорбции воды над насыщенными растворами различных солей (рис. IV.4). Очень важно, чтобы растворы солей были постоянно, в течение всего определения, насыщенными (в растворе визуально видны кристаллы солей). Как правило, используют семь наиболее распространенных солей с относительными давлениями паров (p/р₀): LiCl (0.15), СаCl₂^.6H₂O (0.35), NaHSO₄ (0.52), NH₄NO₃ (0.67), NH₄Cl (0.79), KCl (0.86) и K₂SO₄ (0.98). В эксикаторах с растворами солей устанавливают бюксы с почвой (навеска не более 1–2 г), периодически их взвешивают до установления постоянного веса. Устанавливается равновесие долго, не менее двух месяцев. Более быстрого установления равновесия можно достичь, если создать разрежение в эксикаторе.

При достижении равновесной влажности почвы определяют ее влажность. Рассчитывают изотерму сорбции (если предварительно увлажнили образцы – то десорбции), по БЭТ и Фарреру – полную и внешнюю удельные поверхности, по их разности – внутреннюю.

Процедуры достижения равновесной влажности можно еще ускорить, если использовать динамический, проточный метод, т.е. пропускать воздух с известным давлением паров воды через образец, а контролировать установление равновесия по влажности выходящего из образца воздуха, например, газохроматографически. Подробно эти процедуры изложены в «Полевых и лабораторных методах определения физических свойств почв», 2001.

ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

«УДЕЛЬНАЯ ПОВЕРХНОСТЬ ПОЧВ»

1. Удельная поверхность (м²/г) – свойство, характеризующее дисперсность почвы и состояние поверхности почвенных частиц. Различают полную удельную поверхность (S_пол), внутреннюю (S_i) и внешнюю (S_e): . Внутренняя поверхность – это поверхность микротрещин, микрокаверн, микровпадин в почвенных частицах. Внешняя – отражает форму частиц, образуется после заполнения внутренней поверхности частиц.

2. Удельная поверхность почвенных частиц определяется, как правило, по кривой зависимости равновесной влажности почвы от давления паров воды – равновесной кривой сорбции. Так как в этом случае на величину удельной поверхности оказывают влияние и размеры молекулы воды, и форма их упаковки на поверхности, следует говорить об эффективной (по отношению к воде) удельной поверхности почвы.

3. Расчет полной удельной поверхности производится на основании уравнения полимолекулярной адсорбции, уравнения БЭТ, в области величин относительных давлений от 0.05 до 0.35. Внешняя удельная поверхность рассчитывается по уравнению Фаррера для относительных давлений паров воды 0.4–0.8.

4. Данные по величине удельной поверхности характеризуют, прежде всего, дисперсность почвы. Совместно с данными по гранулометрическому составу почвы величины удельной поверхности могут характеризовать минералогический состав почвы, состав поглощенных катионов, гидрофильность почвенных компонентов (органического вещества, солей и пр.).

Литература

А д а м с о н А. Физическая химия поверхности. М.: Изд-во «Мир», 1979. 568 с.

В о р о н и н А. Д. Структурно-функциональная гидрофизика почв. Изд-во Моск.ун-та, 1984. 204 стр.

В о р о н и н А. Д. Основы физики почв. Изд-во Моск.ун-та, 1986. 244 с.

Д е р я г и н Б. В., Ч у р а е в Н. В., О в ч а р е н к о Ф. Д. Вода в дисперсных системах. М.: Химия, 1989. 288 с.

К у л ь ч и ц к и й Л. И. Роль воды в формировании свойств глинистых пород. М.: Недра, 1975. 212 с.

«Полевые и лабораторные методы исследования физических свойств почв». Изд-во Моск.ун-та, 2001. Под ред. Е.В.Шеина.

Лекция 5

Основная гидрофизическая характеристика

1. Зависимость между капиллярно-сорбционным (матричным) давлением влаги и влажностью – основная гидрофизическая характеристика (ОГХ). Физическая сущность и формы представления

2. Зависимость ОГХ от фундаментальных свойств почв

3. Использование ОГХ

4. О методах определения ОГХ

5. . Педотрансферные функции

Вновь обратимся к образу капиллярного пористого однородного и гомогенного монолита – к капиллярной модели почвы. Представим себе, что такой почвенный монолит, в котором есть капилляры различного диаметра, стоит в поддоне со свободной чистой водой (рис. VII.1).

Из рис. VII.1 видно, что вода в почвенном монолите поднялась от уровня свободной чистой воды (уровень 1 на рис. VII.1) по почвенным капиллярам. Причем по наиболее крупным капиллярам до уровня 2, по более тонким – до уровней 3 и 4. Выше же уровня 4 капиллярной воды уже нет, она существует лишь в виде сплошных или отдельных пленок вокруг частиц. Из предыдущей главы мы знаем, что высота капиллярного поднятия есть форма выражения капиллярно-сорбционного потенциала, выраженного в единицах см водного ст. Поэтому уровень 1 соответствует нулевому значению капиллярно-сорбционного давления, уровень 2 - некоторому отрицательному значению Р_к-с, уровень 3 – еще более низкому Р_к-с и т.д. Эти значения Р_к-с можно отложить на оси ординат зависимости. А на оси абсцисс отложить значения объемной влажности почвы, которые можно определить соответственно, в почве на уровнях 1, 2, 3 и т.д. Мы получаем зависимость между Р_к-с и влажностью почвы.

Рис. VII. 1. Схема заполнения капилляров почвенного монолита водой (а) и соответствующая зависимость между капиллярно-сорбционным давлением влаги и влажностью почвы (б)

Итак, каждому значению капиллярно-сорбционного давления влаги (на схеме равному по абсолютной величине высоте подъема воды в почвенном капилляре) будет соответствовать определенная влажность почвы. В этом случае мы имеем зависимость потенциальной величины (капиллярно-сорбционного давления влаги) от экстенсивной величины (влажности почвы) – основную гидрофизическую характеристику (ОГХ). ОГХ – это количественная характеристика водоудерживающей способности почв. Водоудерживание можно определить как способность почвы удерживать влагу, в основном капиллярно-сорбционными силами; это влажность почвы при определенном давлении. Чем выше влажность почвы при одном и том же давлении, тем выше водоудерживающая способность или водоудерживание почвы. Нередко поэтому ОГХ называют кривой водоудерживания (англоязычный термин – «water retention curve»).

Следует отметить несколько важных моментов, касающихся физической сути и формы выражения ОГХ.

· ОГХ – это зависимость между парами равновесных значений давление влаги – влажность. Равновесная влажность означает, что при поддержании в почве определенного капиллярно-сорбционного давления влажность почвы остается постоянной достаточно длительное время, т.е. достигнуто состояние равновесия между давлением влаги и влажностью.

· ОГХ – эта зависимость между именно капиллярно-сорбционным (или матричным) давлением почвенной влаги и влажностью. Мы знаем, что в почвенной гидрофизике выделяют полное давление влаги и его составляющие. ОГХ определяется только для капиллярно-сорбционного давления влаги.

· В этой зависимости область давлений влаги от 0 до примерно –30 см водн. ст. (–10 …–70 см водн. ст.) называется областью насыщения почвы водой, так как в почвенные капилляры не входит воздух; от –30 (–70) до –1000 (–500 … –1000) см водн. ст. называется капиллярной или капилляриметрической областью; диапазон давлений влаги от –1000…–30000 – область пленочной влаги (или область мембранного пресса); область давлений ниже –30000 см водн. ст. – гигроскопической или адсорбционной. Названия эти качественно отражают состояние влаги и соответствуют используемым методам получения ОГХ.

Подчеркнем два важных момента относительно формы выражения этой зависимости: (1) обычно (это сложилось исторически и утвердилось до настоящего времени) по оси ординат при построении ОГХ откладывают давление влаги, а по оси абсцисс – влажность. Хотя, строго говоря, по физической сути следовало бы поступать наоборот. Ведь причиной формирования той или иной влажности является давление влаги. Именно давление влаги – независимая величина, а формирующаяся при том или ином давлении влажность – величина зависимая. Но так уж сложилось исторически, что все почвоведы-физики к такой форме представления ОГХ привыкли; (2) эту зависимость определяют для диапазона капиллярно-сорбционного давления от 0 до – 10⁷ см водн. ст. Этот диапазон весьма широк, и поэтому, как правило, используют логарифмическую шкалу. Более того, Скофилдом была предложена специальная величина, аналогичная величине рН в химии – рF, десятичный логарифм абсолютной величины капиллярно-сорбционного давления, выраженного в см водного столба: ,

где капиллярно-сорбционное давление влаги, Р_к-с выражено в см водного столба.

Основная гидрофизическая характеристика (ОГХ) – изотермическая равновесная зависимость капиллярно-сорбционного (матричного) давления почвенной влаги от влажности почвы. Влажность почвы может быть выражена как в весовых, так и в объемных процентах (долях).

Водоудерживающая способность (водоудерживание) – это способность почвы удерживать влагу, в основном капиллярно-сорбционными силами; характеризуется влажностью почвы при определенном давлении или положением кривой ОГХ в осях «влажность (абсцисса) - pF (ордината)»: чем «правее» расположена кривая ОГХ, тем больше водоудерживание.

Величины давления влаги, откладываемые по оси ординат, представляют обычно в виде единиц pF – десятичного логарифма абсолютной величины капиллярно-сорбционного давления влаги, выраженного в см водного столба. Влажность, как правило, используется в виде объемных значений.

Вид и форма ОГХ специфичны для каждого почвенного образца и характеризуют структуру порового пространства (плотность и дифференциальную порозность почв), гранулометрический и минералогический составы.

На кривой ОГХ выделяют соответствующие качественные области: насыщения (примерно соответствует pF 0 - 1.7), капиллярную (pF 1.7 - 3), пленочную (pF 3 - 4.5) и сорбционную (pF >4.5) с недоступной для растений влагой (pF>4.18).

Если на кривой ОГХ выделяются некоторые характерные области, то, видимо, можно выделить и характерные точки. Сам S-образный вид кривой ОГХ предполагает существование таких точек

Первая «опорная» точка соответствует давлению, близкому к нулю, т.е. условиям полного насыщения порового пространства водой или порозности почвы (e). В реальных, экспериментально полученных ОГХ достичь полного заполнения водой порового пространства практически никогда не удается – в почве постоянно присутствует защемленный и адсорбированный воздух. Поэтому влажность этой первой точки на ОГХ (q₀) всегда немного ниже порозности почвы. Считается, что для ряда суглинистых почв q₀ » 0.8e – 0.9e. Отметим также, что pF никогда не может отразить нулевого давления (ведь это же логарифм давления в см водного столба по модулю, а логарифм нуля не существует). Поэтому кривые ОГХ обычно изображают от значений pF около 1 (или от капиллярно-сорбционных давлений влаги около –10 см водн. ст.).

Вторую характерную точку на ОГХ (она приходится на изгиб в нижней части кривой) называют «давление входа воздуха», или «давление барботирования» (Р_б). Физический смысл достижения этого давления и соответствующей влажности состоит в том, что давление влаги, начиная от близкого к нулю, может понижаться, а влажность практически не изменяется – происходит изменение кривизны менисков в капиллярах, но вода из них не выделяется. Затем, при достижении некоторого давления, часть самых крупных капилляров опустошается, в них входит воздух. Величина этого давления и называется давлением входа воздуха, или давлением барботирования – Р_б. Влажность же в этой точке (q_б) близка к q₀, а Р_б для суглинистых почв варьирует в диапазоне –35…–70 см водн. ст., но может колебаться в заметных пределах в зависимости от свойств почв, прежде всего от наличия макропор.

И, наконец, третья общепризнанная характерная точка – это точка перегиба в верхней части кривой, в области больших pF. Она отражает влажность, соответствующую переходу области пленочно-капиллярной влаги (заполнение водой самых тонких, тончайших капилляров, появление менисков между отдельными, покрытыми пленками частицами) к сорбционной. Эта влажность, называемая нередко минимальной (q_min), приходится на область pF 5–5.5. Отметим, что сорбционная область ОГХ – это знакомая нам кривая сорбции (рис. VII.2), только выраженная в других единицах и в ином изображении: вместо координат «q (или W)-pF» использовали «W-p/p₀». Потенциал влаги в почве связан с относительным давлением паров воды уравнением вида . Для сорбционной области, где доминируют адсорбционные силы, а осмотические и другие несравненно ниже, можно считать, что . В случае использования единиц pF справедлива следующая зависимость pF и относительного давления паров воды (р/р₀ в % ): . Поэтому сорбционная часть ОГХ – это по сути кривая сорбции паров воды. Отсюда и название этой части.

В диапазоне pF от Р_б до pF 5-5.5 обычно кривая ОГХ – плавная, не имеющая «ступенек», резких перегибов и, следовательно, отчетливо выделяемых характерных точек. Отмеченные на рис. VII.2 области ОГХ и характерные точки не являются строго обоснованными, а служат, скорее, некоторыми опорными точками, характерными областями. Физики почв и в статьях, и в дискуссиях, и при количественном описании ОГХ используют эти характеристические области и точки на кривых ОГХ (см. раздел 6 «Педотрансферные функции»).

2.Зависимость ОГХ от фундаментальных свойств почв

ОГХ несет в себе информацию о многих почвенных свойствах, отражая в форме кривой и положении в осях «pF- влажность” воздействие тех или иных факторов. Рассмотрим подробнее характер изменения ОГХ при изменении почвенных свойств. При этом рассмотрении будем руководствоваться двумя образами (моделями) формирования ОГХ. Это прежде всего капиллярный образ, когда диаметр капилляра соответствует определенному капиллярно-сорбционному давлению влаги (вспомним формулу Жюрена), а соответствующая влажность – это объемы капилляров, занятых водой. И отразим это на рисунках как образ монолита с линиями капилляров, заполненных водой. И второй образ, образ «расклинивающего давления», формирующего водные пленки (вспомним физический смысл расклинивающего давления в тонких пленках воды, окружающих почвенные частицы, по природе осмотического характера за счет наличия обменных катионов на поверхности частиц – рис.VI.2).

Начнем с одного из фундаментальных свойств – с гранулометрического состава. Вполне понятно, что с увеличением количества мелких элементарных частиц почвы увеличивается количество тонких капилляров. Поэтому при одном и том же давлении влаги в почвах тяжелого гранулометрического состава влага будет содержаться во многих капиллярах, соответствующих данному давлению (рис.VII.3, суглинок, глина). В легких же почвах тонких капилляров немного, в основном крупные, удерживающие влагу при весьма высоких давлениях, или при очень низких pF (рис. VII.3, песок). Поэтому влажность, соответствующая данному давлению, в песчаных почвах будет ниже; водоудерживание в песчаных почвах меньше. На рис. VII.3 это изображено схематически: при облегчении грансостава, как говорят, ОГХ сместится влево, в сторону меньшей влажности

Рассмотрим, как повлияет на форму и положение ОГХ другое важное физическое свойство – плотность почвы. Рыхлые почвы имеют большое количество крупных капилляров, пустот. Все это указывает на то, что они будут содержать большое количество влаги при невысоких (с учетом знака) величинах давления влаги. Тогда влага удерживается в крупных капиллярах за счет небольшой кривизны поверхности. При уплотнении крупные капилляры утоньшаются, увеличивая количество тонких. Таким образом, количество крупных капилляров при уплотнении будет уменьшаться, а количество тонких – возрастать (рис. VII.4, а). Это вызовет неоднозначное изменение положение ОГХ. В области высоких давлений, в диапазоне крупных капилляров – влажность будет снижаться, а при низких давлениях, в диапазоне тонких – возрастать по сравнению с неуплотненной почвой. Это схематически указано на рис. VII 4, б.

Если произошло такого рода изменение ОГХ, можно говорить об изменении плотности почвы и почвенных педов.

Другое фундаментальное свойство – минералогический состав. Рассмотрим его влияние для «чистых», одинаковых по гранулометрическому составу объектов – монтмориллонитовой и каолинитовой глин. Естественно, заряд поверхности монтмориллонита, наличие подвижной кристаллической решетки дают возможность в полной мере «проявиться» действию расклинивающего давления. Монтмориллонитовые глины имеют большую удельную поверхность, большой суммарный поверхностный заряд. Соответственно, при одном и том же давлении на этой поверхности будет большее количество влаги, больше водоудерживание – кривая ОГХ сместится вправо С физико-химической точки зрения изменение минералогического состава почв в сторону увеличения содержания смектитовых минералов – это прежде всего изменение емкости катионного обмена (ЕКО). Поэтому увеличение ЕКО приводит к смещению ОГХ вправо, что и указано на рис. VII.5. Очень важно отметить, что изменение положения ОГХ при увеличении ЕКО весьма схоже с влиянием увеличения содержания физической глины (рис. VII.3). Поэтому воздействие этих двух факторов (минералогического состава и содержания физической глины) часто трудноразличимо. И для того, чтобы выявить, воздействие какого из рассматриваемых факторов привело к «сдвигу» ОГХ в область больших влажностей (вправо), используют довольно искусственный, но простой прием. Вводят такой показатель, как отношение ЕКО к содержанию физической глины: «ЕКО/(содержание физической глины». Рост этого показателя в наибольшей мере связан с изменением минералогического состава в сторону увеличения содержания смектитовых минералов. И если изменение формы и положения кривой ОГХ связано с изменением этого показателя («ЕКО/(содержание физической глины»), то уже вполне определенно можно говорить о влиянии изменения минералогического состава на форму и положение кривой ОГХ.

Изменение ОГХ при осолонцевании. Осолонцованность почв, как известно, это повышенное (>5%) содержание иона Na в почвенном поглощающем комплексе при слабой минерализации порового раствора. Последнее (низкая минерализация раствора) очень важно. Только в этом случае, особые, гидрофильные свойства этого иона могут сказаться. Только в этом случае увеличится толщина двойного диффузного слоя, резко возрастет расклинивающее давление в тонких пленках, увеличится количество межмицеллярной воды, увеличится количество воды, принимающей участие в набухании. И ОГХ сместится вправо, отражая увеличение водоудерживающей способности почв при осолонцевании (рис. VII.6). Следует иметь в виду, что при осолонцевании будет происходить разрушение почвенных агрегатов. Как правило, это также увеличивает влажность при одном давлении, за счет распада устойчивых агрегатов, действующих как отдельные «песчинки».

Обратим внимание на то, что изменение положения и формы ОГХ при увеличении количества набухающих смектитовых минералов– для монтмориллонита выглядит аналогично возрастанию доли поглощенного Na в составе поглощающего комплекса почвы. Поэтому можно говорить о влиянии на ОГХ емкости катионного обмена (прежде всего, минералогического состава) и его катионного состава.

Изменение ОГХ при увеличении/уменьшении концентрации легкорастворимых солей. Мы уже говорили о том, что легкорастворимые соли – это поверхностно инактивные вещества, увеличение их концентрации должно приводить к повышению уровня воды в капилляре. Однако этот эффект весьма незначителен и трудноуловим. Более заметным является другое воздействие легкорастворимых солей – именно на диффузный слой ионов, определяющих расклинивающее давление. Если минерализация порового раствора будет увеличиваться, толщина двойного диффузного слоя уменьшится, уменьшится и его влияние на расклинивающее давление. Частицы легко могут располагаться друг с другом, между ними не будет «накачиваться» вода за счет действия расклинивающего давления. Кривая ОГХ сместится при засолении влево, в сторону меньших влажностей (рис. VII.7 ). И только при очень высоких давлениях влаги, в области pF от 0 до pF 1–2, может проявиться действие солей как поверхностно-инактивных веществ, повышающих водоудерживание (рис. VII.7, область pF 0–1.5).

Рис. VII.7. Изменение ОГХ при засолении (увеличении минерализации порового раствора)

В результате сравнения засоленных и незасоленных почв окажется, что водоудерживание – способность почвы удерживать влагу – в большей мере выражено в незасоленных почвах. Разумеется, если это не гигроскопические соли, способные сорбировать большое количество воды даже из сухого воздуха. В этом случае, особенно в области адсорбционной влаги, кривая ОГХ может сместиться и вправо, в сторону более высоких влажностей за счет специфической химической природы соли, ее гидрофильности.

Еще об одном важном и весьма сложном воздействии на ОГХ – влиянии содержания органического вещества в почве. Это воздействие неоднозначно и связано, прежде всего, с количеством и качеством почвенного органического вещества. Если рассматривать содержание гумуса в почве, то воздействие окажется в целом аналогичным разрыхлению: произойдет увеличение влажности при соответствующих давлениях в области pF< 3, и небольшие изменения в области высоких pF, в сорбционной области (рис. VII.4). Это общеизвестный факт – увеличение содержания почвенного гумуса снижает плотность почвы. Но в то же время качество гумуса, содержание в его составе различных компонентов может различным образом воздействовать на вид ОГХ. Если доминируют гидрофильные компоненты, то ОГХ будет смещаться в область более высоких влажностей (вправо); если гидрофобные, то наиболее вероятно смещение в область низких влажностей. Однако этот вопрос еще ждет детального изучения.

О влиянии температуры на положение ОГХ. До сих пор речь шла о строго изотермических условиях. Такие условия накладывались на применение аппарата термодинамики, использование классических уравнений Лапласа и Жюрена. Но такого в почве, конечно же, не бывает, и в различных точках почвы температура, как правило, различна. Для анализа влияния температуры на ОГХ используем молекулярно-кинетический образ давления, в том числе и давления влаги. Давление возрастает при большей кинетической энергии частиц, а пониженное давление влаги в почве связано с понижением энергии молекул воды. Снижение температуры вызовет дополнительное снижение кинетической энергии молекул воды. В этом случае большее количество молекул воды с пониженной энергией будет удерживаться капиллярно-сорбционными силами твердой фазы почвы. Поэтому при снижении температуры водоудерживание в почве увеличивается (рис. VII.8).

Рис VII.8. Изменение ОГХ при увеличении температуры почвы

При повышении температуры произойдет повышение давления влаги в почве и при одной и той же величине давления водоудерживание в почве снизится (рис. VII.8): при повышении температуры количество воды в почве будет меньше при одном и том же давлении влаги. Эти изменения давления влаги в зависимости от температуры весьма важны при оценке передвижения влаги в неизотермических условиях (см. часть VIII).

В заключение этого раздела отметим, что в зависимости от природы почвы, ее генезиса указанные изменения будут выражены в различной степени. Да и в природе практически никогда не наблюдается воздействия «чистого» фактора, одного из тех факторов, которые мы рассмотрели. Поэтому нередко однозначные выводы об изменении почвы по анализу изменения положения и формы ОГХ сделать бывает затруднительно. Всегда требуются дополнительные исследования.

Однако важно то, что в вышеприведенном анализе мы использовали 3 образа (модели) ОГХ – (1) капиллярный, (2) связанный с расклинивающим давлением и (3) молекулярно-кинетический. Попытаемся и далее для изучения применения в почвоведении ОГХ пользоваться этими моделями природы ОГХ.

3. Использование ОГХ

Использование ОГХ для:

1) сравнительной оценки изменения физического состояния почв;

2) оценки распределения объемов пор по их диаметрам;

3) оценки почвенно-гидрологических констант;

4) математического моделирования передвижения влаги в почве;

5) оценки физико-механических констант в почве (метод А.Д.Воронина)

Пункт первый использования ОГХ уже обсужден: мы выяснили общие закономерности в изменении формы и положения ОГХ при изменении основных физических свойств почв. Можно сделать и обратный шаг – интерпретировать изменение формы и положения ОГХ как изменение в основных физических свойствах. Это значительно сложнее, так как изменения некоторых свойств в определенных диапазонах идентичны. Сравните: в капиллярной области увеличение плотности, содержания песчаных фракций (облегчение гранулометрического состава), снижение содержания органического вещества – все это приводит к смещению ОГХ в область более низких влажностей. Поэтому выявление причин изменения формы ОГХ всегда должно сопровождаться анализом дополнительной информации об изменениях свойств почв, лучше всего, прямыми определениями фундаментальных физических и минералогических свойств почв.

Пункт 2) – использование ОГХ для оценки распределения объемов пор по их диаметрам. Давление почвенной влаги при использовании капиллярного образа – не что иное, как высота капиллярного поднятия. Давление, выраженное в см водного столба. Высота же капиллярного поднятия (h) связана формулой Жюрена с радиусом капилляра (r):

.

Из этого уравнения легко можно рассчитать диаметр (или радиус) пор, если известна высота капиллярного поднятия, иначе, давление почвенной влаги. Последнее нам известно – это ордината нашей основной гидрофизической характеристики. Значит, известен и диаметр пор. Объем же пор, соответствующий каждому диаметру также можно рассчитать, пользуясь ОГХ. Для этого ОГХ надо рассечь прямыми, параллельными оси абсцисс, оси объемных влажностей4. Гистерезис ОГХ

До сих пор мы говорили о том, что ОГХ – однозначная зависимость между капиллярно-сорбционным (матричным) давлением влаги и влажностью. В действительности это не совсем так. Форма и положение этой зависимости определяется историей ее получения, она неоднозначна, характеризуется гистерезисом. Как и в магнитофизике, где гистерезисные явления очень распространены, в физике почв под гистерезисом ОГХ понимают изменение формы и положения ОГХ в зависимости от направления протекания процесса получения этой зависимости. Действительно, мы можем получать пары значений давление-равновесная влажность (точки для ОГХ), иссушая образец. Эта будет ОГХ при иссушении. А можем получать и увлажняя образец. Это будет ОГХ при увлажнении. Эти две кривые различаются и образовывают совместно петлю гистерезиса (рис.VII.11)

Рис. VII.11. Гистерезис ОГХ – различие формы и положения кривой ОГХ при увлажнении и иссушении почвы

При одном и том же давлении влаги влажность кривой, полученной при иссушении, будет выше, чем при увлажнении. Причины такого рода гистерезиса ОГХ многообразны. Одна из наиболее часто указываемых – это сложность формы порового пространства, нецилиндричность почвенных пор. Вспомним так называемые «жаменовские цепочки». Ведь если мы поместим такой «четочный» капилляр в воду, то вода в нем поднимется лишь до первого утолщения. Влажность будет соответствовать заполнению первого «суженного» пространства капилляра в случае, если мы захотим произвести процесс увлажнения – заполнить капилляр (рис. VII.12, а). А если дать стечь влаге из предварительно заполненного «четочного» капилляра, мы будем иметь в нем значительно большее количество воды. Вода останется в первом же суженном капилляре, который за счет менисковых сил способен удержать заметный столб воды (рис. VII.12, б). Это процесс иссушения. Давление же одно и то же, соответствующее кривизне мениска в суженной части капилляра. Поэтому и получается, что влажность при иссушении выше, чем при увлажнении.

Рис. VII.12. Заполнение неравномерного по диаметру порового пространства почв при увлажнении (а) и иссушении (б). Капиллярный гистерезис ОГХ

Есть и другие причины гистерезиса для равновесной ОГХ: например, наличие защемленного воздуха при увлажнении почвы, разные углы смачивания в случае увлажнения и иссушения: при увлажнении этот угол будет больше. Соответственно, при увлажнении будет удерживаться меньшее количество влаги.

В практической физике почв принято рассматривать ОГХ при иссушении. Причина этому чисто практическая: в природе процессы иссушения доминируют по времени, они длительны, равновесны. Явления же увлажнения скоротечны, неравновесны, получить ОГХ в этих условиях сложно, а использование ее для решения практических задач ненадежно.

4. О методах определения ОГХ

Мы назвали этот раздел «О методах...», подчеркивая тем самым, что подробно здесь методы определения ОГХ обсуждаться не будут. Более детально эти методы изложены в книгах А.Ф.Вадюниной и З.А.Корчагиной (1986), А.М.Глобуса (1969 и 1987), «Полевые и лабораторные методы исследования физических свойств и режимов почв» (2001) и др. Здесь же кратко остановимся на принципах основных методов получения ОГХ.

Выше уже указывалось, что всю кривую делят обычно на области в соответствии с методами ее определения. От 0 до –1000 см водного столба используют уже известный метод тензиометров или метод капилляриметров. Метод тензиометров, как правило, полевой. При его использовании необходимо достаточно длительное время вести наблюдения за давлением влаги в почве в процессе ее иссушения и одновременно отбирать пробы на влажность. Таким способом получают пары равновесных значений давление-влажность.

Тензиометр имеет чисто теоретический предел измерений. Так как в приборе создается разрежение, то оно не может быть ниже 1000 см водн. ст., или, примерно, одной атм. Это абсолютный вакуум, который получить даже теоретически невозможно. Практический же предел работы тензиометра – разрежение около 800 см водн. ст. В этой области, среди тонких и тончайших пор фильтра всегда обнаруживается группа пор с большим диаметром, в которой капиллярные силы не в состоянии выдержать такого разрежения. Эти поры опустошаются, через них массовым потоком начинает проходить воздух. Как следствие, прибор разгерметизируется и выходит из строя. Итак, область определения тензиометра от 0 до –800 см водн. ст.

Группа других приборов (капилляриметры, тензиостаты и др.) позволяют также получать пары значений капиллярно-сорбционное давление–равновесная влажность в лабораторных условиях. Принцип этих приборов изображен на рис. VII.13.

Основу прибора составляет тонкопористая водонасыщенная керамическая пластина, на которую укладывается образец. Поры почвы находятся в гидравлическом контакте с порами пластины. Если мы создадим разрежение под пластиной, то влага начнет двигаться из почвенного образца в подмембранное пространство через поры в фильтре. Когда почвенная пора целиком освободится от воды (это произойдет, когда давление влаги в подмембранном пространстве окажется ниже, чем в самой поре), тонкий капилляр мембраны способен выдержать это разрежение за счет менисковых сил (рис. VII.13, увеличенный участок пор почвы и пор в тонкопористой пластине). Мембрана продолжает находиться в водонасыщенном состоянии и осуществлять свою роль «гидравлического проводника» между водой в почве и в подмембранном пространстве.

Рис. VII.13. Схема капилляриметра

Естественно, перетекание влаги из почвенного образца в подмембранное пространство будет продолжаться до тех пор, пока разрежение в подмембранном пространстве не сравняется по абсолютной величине с давлением влаги в почве. В этот момент в почвенном образце создастся влажность, равновесная созданному разрежению. Получается пара значений давление-равновесная влажность для построения ОГХ. Можно задать более высокое разрежение в подмембранном пространстве, снова достичь равновесия между давлением влаги в подмембранном пространстве и в почвенном образце, определить равновесную влажность и получить следующую пару значений для ОГХ. И так до тех пор, пока мембрана будет способна осуществлять свою роль «гидравлического посредника» – пропускать влагу из почвы, но не пропускать объемного потока газа. То есть находиться в водонасыщенном состоянии, когда мениски капилляров способны выдержать разрежение, приложенное к воде в подмембранном пространстве, как и в случае с тензиометром, ограниченное величиной около 700–800 см водн. ст.

Существует много модификаций такого рода приборов-капилляриметров. Одна из них – тензиостаты, или песчано-каолиновые пластины. Эти приборы широко распространены в гидрофизических лабораториях, их главное преимущество – высокая производительность. Основная идея такого рода приборов – не регулировать разрежения в подмембранном пространстве, сделать его постоянным и создать ряд таких пластин с постоянно поддерживаемыми разрежениями. Причем для небольших разрежений, порядка 10 – 30 см водн. ст., можно использовать в качестве пластин песчаные слои, при более высоких – смесь песка с каолином, а при разрежениях 300–500 см водн. ст. – чисто каолиновые пластины с тонкими порами. На такие столы можно поочередно устанавливать почвенные образцы, всякий раз их взвешивая после достижения равновесия на каждой из пластин. Зная конечную влажность и потерю влаги на каждом из этапов достижения равновесия, можно рассчитать влажность для соответствующих константных давлений влаги и получить точки для построения ОГХ. Так и получают равновесные пары значений давление-влажность для капиллярной (или капилляриметрической) части ОГХ: от 0 до –800 см водн. ст.., соответственно для pF от близкого к 0 до 2.9.

В области давлений влаги от 0 до –100000 см водн. ст. (иногда и ниже) существует лишь один прибор для определения ОГХ – это так называемый мембранный пресс. Он в целом аналогичен капилляриметру (рис. VII.14.)

В этом приборе создают избыточное газовое давление над почвенным образцом, которое повышает давление почвенной влаги до нулевого уровня, до атмосферного давления в подмембранном пространстве. Почвенная влаги за счет приданного дополнительного положительного давления перетекает через водонасыщенную тонкопористую мембрану в подмембранное пространство. До тех пор, пока отрицательное давление влаги в почве и положительное добавочное давление над образцом не сравняются по абсолютным значениям, а по алгебраическим не составят в сумме 0. В этот момент и определяют равновесную влажность, соответствующую приданному положительному давлению, по абсолютной величине равному давлению влаги в почве в этот момент.

Можно еще повысить давление внутри газовой камеры. Снова дождаться равновесия и определить следующую пару значений давление влаги – равновесная влажность. Причем теоретических пределов определения ОГХ здесь не существует: мы создаем давление, а не разрежение. Практическим пределом будет являться водонасыщенность, или тонкопористость пластины, так как прибор будет работать только в том случае, если пластина будет проводить воду, но не проводить поток воздуха. А это достижимо при очень тонких порах в применяемых пластинах. Однако диапазон определений в таких устройствах значительно шире, чем в капилляриметрах. Но они и сложнее, и значительно более «медлительны» за счет очень тонких и медленно проводящих пор в пластине.

И, наконец, адсорбционная часть ОГХ. Эту часть, как правило, получают методом равновесия над растворами солей. Этот метод мы уже обсуждали в части IV «Давление (потенциал) почвенной влаги». При его использовании устанавливается равновесие между относительными давлениями паров воды (p/p_o) над различными растворами солей и воды в почве. Это указывает на достижение в почве соответствующего установленному p/p_o давления влаги. Но полного (!) давления влаги. Мы же указывали, что ОГХ – это зависимость между капиллярно-сорбционным (матричным) давлением и влажностью. Можно ли использовать этот метод для получения ОГХ? Оказывается, можно. В этой области давлений влаги, в области существования тонких пленок и адсорбированной влаги, различия между полным и матричным потенциалами столь невелики, что в обычных (незасоленных) почвах ими можно пренебречь. Поэтому этот метод – метод гигроскопический, или равновесия над растворами солей, – широко используется для получения ОГХ в адсорбционной области.

В результате, для получения ОГХ во всем диапазоне давлений (от 0 до –10⁷ см водн. ст.) приходится использовать целый набор методов. Особенно сложна, трудоемка «средняя» область получения ОГХ – между диапазонами работоспособности капилляриметра и гигроскопического метода, когда можно использовать лишь мембранный пресс. Однако, в последнее время появился ряд методов «восстановления», или расчета этой средней части ОГХ. Эти методы используют, как правило, процедуру аппроксимации ОГХ различными функциями, что дает возможность по нескольким точкам в капиллярной области и нескольким – в сорбционной восстановить весь вид ОГХ.

Таким образом, основные трудности экспериментального получения ОГХ следующие: (1) ограниченная область получения тензиометрических данных по сопряженным величинам «влажность–давление» in situ , в полевых условиях (область pF от 1 до 2.7-2.8); (2) возможные погрешности в измерении влажности; (3) трудности в отборе и использовании ненарушенных образцов в лабораторных исследованиях; (4) медленная скорость установления равновесия при низких капиллярно-сорбционных давлениях и др. В связи с указанными трудностями нередко поднимался вопрос о том, есть ли возможности определить ОГХ на основании других, как иногда указывают, фундаментальных свойств почв. В частности, таких, как гранулометрический состав, минералогический состав, плотность и др. Такая задача нередко возникает, когда нам необходимо знать ОГХ для больших территорий с разными почвами. Подобная возможность имеет как теоретические, так и практические обоснования. Теоретические – то, что в физике почв, как уже неоднократно указывали, все свойства и процессы взаимосвязаны; их обоснование лежит в единстве и взаимосвязи почвенных процессов и физико-химических свойств почв как дисперсных тел. Практическое – такие фундаментальные свойства, как гранулометрия, микроагрегатный состав, плотность почв, содержание органического вещества являются к настоящему времени легко (в сравнении с определением ОГХ, конечно) определяемыми. По ним накоплен большой фактический материал. Вот и были осуществлены попытки рассчитать, восстановить ОГХ из известных свойств почв.

5. Педотрансферные функции

Потребность в получении многочисленных зависимостей «капиллярно-сорбционное давление влаги – влажность» (ОГХ) возникла в связи с тем, что ОГХ является основой экспериментального обеспечения разнообразных почвенных моделей. Так, ОГХ необходима для прогнозных моделей засоления/рассоления, мелиоративных прогнозов, в разнообразных системах управления и поддержки решений в экологии, сельском хозяйстве, гидрологии и проч. Причем, учитывая уникальность ОГХ для каждого почвенного горизонта, для расчетов и прогнозов переноса веществ в ландшафте требуются уже сотни, а иногда и тысячи экспериментальных значений этой функции. Учитывая сложность и дороговизну определения ОГХ, такого рода экспериментальный материал получить бывает просто невозможно, а в большинстве случаев – экономически нецелесообразно. Поэтому и возникла идея использовать взаимосвязи ОГХ с фундаментальными свойствами почв. Можно попытаться использовать те самые зависимости формы и положения ОГХ, которые были разобраны нами на рис. VII.3–VII.7. И в результате возникло предложение восстанавливать ОГХ из доступной информации, из данных по гранулометрическому составу, плотности, содержанию органического вещества, емкости обмена (что отражает минералогический состав) и другим свойствам. Восстановление ОГХ заключается в получении конкретных пар значений «pF-влажность» по традиционным свойствам почв. Для такого рода восстановления и были предложены педотрансферные функции. Физики почв любят говорить: «Педотрансферные функции превращают данные, которые у нас есть, в данные, которые нам нужны!»

Педотрансферными функциями в современном почвоведении называют зависимости, позволяющие восстанавливать основные гидрофизические функции почв – прежде всего, основную гидрофизическую характеристику (ОГХ) – по традиционным, известным из материалов Почвенных служб или традиционно определяемым базовым свойствам почв.

Существует несколько подходов определения педотрансферных функций:

расчет ОГХ на основании рассмотрения капилляриметрических моделей почвы;

регрессионные уравнения, связывающие равновесные значения «давление–влажность» с помощью основных физических свойств;

регрессионные уравнения, связывающие параметры аппроксимации ОГХ с традиционными физическими свойствами.

Первый метод, как правило, основан на представлении о капиллярном строении порового пространства, как образующегося между почвенными частицами, радиусы которых известны из данных по гранулометрическому составу. Форма и размеры частиц диктуют способ упаковки, а для каждого способа упаковки существует своя геометрическая модель порового пространства. В конечном итоге, можно для каждого типа упаковки определить распределение диаметров капилляров, а диаметр напрямую связан с капиллярно-сорбционным давлением. Этот путь получения ОГХ на основании только гранулометрического состава почвы и геометрических представлений об упаковке частиц, к сожалению, не всегда дает хорошие результаты по вполне понятным причинам: простые геометрические представления об упаковке частиц далеко не всегда применимы к почве, с ее особенностями порового пространства, образованного агрегатами различного порядка, биопорами, трещинами и другими специфическими почвенными образованиями.

Второй подход – наиболее распространен в современных исследованиях. На ОГХ выделяют несколько характерных точек. Как правило, это давление влаги, равное –15000 см водн. ст. или pF=4.18, которое связывают с влажностью завядания; это давление влаги –330 см водн. ст. (pF=2.52), которое, как считают многие исследователи, соответствует наименьшей влагоемкости. Исходят из предположения, что влажность при указанных давлениях будет определяться гранулометрическим составом, содержанием органического вещества, плотностью почвы, емкостью катионного обмена (ЕКО) и минералогическим составом (выраженным нередко в виде отношения ЕКО/содержание физической глины). И находят по многочисленным экспериментальным данным зависимости влажности при конкретном давлении от указанных свойств почв. Для получения такого рода зависимостей требуется большой фактический материал, который накапливают в специализированных банках данных. Вполне понятно, что создание и наполнение таких банков – дело особой важности, которым заняты почвоведы во многих странах мира.

Итак, используя многочисленные экспериментальные данные гранулометрического состава и ОГХ, методом наименьших квадратов находят эмпирические коэффициенты b1, b2, b3, b4, и т.д. множественной регрессии, например, такого вида:

,

где i относится к одной из равновесных точек pF–q на ОГХ, а w – доля соответствующей фракции в гранулометрическом составе почвы по международной классификации, w_С – содержание органического вещества, r_b – плотность почвы, ЕКО – емкость катионного обмена.

При нахождении педотрансферных функций по этому способу следует иметь в виду необходимые некоторые правила:

1. Необходим большой массив данных по ОГХ и по физическим свойствам почв. Чем этот массив больше, тем достовернее получается педотрансферная функция определения ОГХ. Большие массивы данных по физическим свойствам необходимо накапливать, создавая специализированные банки данных. Это одна из насущных задач мировой физики почв.

2. Наиболее надежные педотрансфункции получаются, если исходные данные систематизированы для конкретного района, почвенного типа (подтипа, рода, который в основном определяет гранулометрический состав), горизонта, структуры и текстуры (группировка по гранулометрическому составу). Этот принцип носит названия «предварительной группировки», соблюдение которого необходимо.

3. При таком подходе удается достичь величины средней квадратической ошибки определения влажности до 0.07–0.02 см³/см³ при давлениях влаги –330…–15000 см водн. ст. Это достаточно высокая точность определения влажности для многих практических задач.

И, наконец, о третьем подходе к получению педотрансферных функций. Он также включает расчет регрессионных уравнений, но связывающих параметры аппроксимации ОГХ с традиционными физическими свойствами. Этот подход основан на том, что ОГХ удается описать плавной функцией, т.е. аппроксимировать математическим уравнением. Если выбран вид функции для аппроксимации, то в этой функции всегда есть некоторые параметры – коэффициенты, степени или свободные члены выбранной функции. Так, для ОГХ одного почвенного образца эти параметры получают при аппроксимации конкретное числовое значение. Если возьмем ОГХ для другого почвенного образца, то после аппроксимации той же самой функцией возникнут несколько иные числовые значения параметров. Следовательно, параметры – это числовые значения, определяющие положение и форму кривой ОГХ. Вот их-то и следует определять из традиционных почвенных свойств с помощью, например, уже упомянутой процедуры регрессионного анализа. В этом случае педотрансферные функции представляют собой зависимости параметров аппроксимации от набора почвенных свойств. В итоге, для определения конкретной ОГХ для конкретной почвы (образца) надо отобрать известные для этой почвы значения свойств и, используя педотрансферную функцию, рассчитать параметры для данной конкретной ОГХ. Тем самым мы восстановим ОГХ по физическим свойствам для конкретного почвенного объекта.

Например, одной из наиболее употребительных функций для описания ОГХ является функция, которую предложил американский исследователь ван Генухтен. Она выглядит следующим образом:

где q_max, q_min, – объемные влажности: максимальная (близка к водовместимости или порозности) и минимальная, которая соответствует влажности точки перегиба в сорбционной области (близка к влажности почвы при относительных давлениях паров воды 0.8–0.9, pF 5.49 –5.165), a и n – параметры аппроксимации. Этим параметрам нередко приписывают и физический смысл: a – это капиллярно-сорбционное давление, приближающееся к давлению входа воздуха, n – крутизна кривой; близка по физической сути дифференциальной влагоемкости. Поэтому можно ожидать, что приведенные на рис. VII.3–VII.7 воздействия различных факторов (плотность, содержание органического вещества, гранулометрический состав и др.) будут оказывать соответствующее воздействие на указанные параметры в формуле ван Генухтена. Если проанализировать приведенные на рис.VII.3 зависимости, то можно предположить, что увеличение физического песка (облегчение по гранулометрическому составу) будет приводить к росту n, снижению a и q_max, q_min; а увеличение плотности почвы также должно привести к росту n, снижению a и q_max, но, возможно, увеличит q_min. Подобным образом можно проанализировать воздействия других факторов, и получить непосредственные выражения для указанных параметров (n,a и q_max, q_min) от фундаментальных свойств почвы. Более подробные сведения об использовании данного подхода можно найти в «Полевых и лабораторных методах исследования физических свойств и режимов почв», 2001.

Таким образом, используя один из основных принципов физики почв о взаимосвязи фундаментальных свойств, явлений и процессов в почвах, удается достаточно надежно определять такую сложную, но чрезвычайно важную почвенную функцию – основную гидрофизическую характеристику по педотрансферным функциям. При этом наилучшие результаты получаются, если знать заранее тип почвы или класс по гранулометрическому составу и использовать для восстановления определенные точки на ОГХ – почвенно-гидрологические константы, положение которых определяется теорией А.Д.Воронина. Однако при использовании любых подходов по восстановлению ОГХ из традиционных почвенно-физических свойств следует помнить, что точность, устойчивость определения педотрансферных функций может быть достигнута лишь при использовании большого фактического материала, сгруппированного по генетическим особенностям почв, горизонтов, материнских пород и пр.

ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ части VII «ОСНОВНАЯ ГИДРОФИЗИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА»

5. Основная гидрофизическая характеристика (ОГХ) – зависимость между капиллярно-сорбционным давлением влаги и влажностью. Физические образы (модели), формирующие форму и положение этой кривой, – это (1) капиллярная модель; (2) понятие о расклинивающем давлении, в основе которого лежит представление о диффузном слое сорбированных ионов; (3) молекулярная модель формирования давления влаги под действием сил различной природы. В основном же это сорбционные силы, связанные с поверхностями раздела твердая фаза – почвенный раствор – почвенный воздух. Эти модели-образы дополняют друг друга в различных областях ОГХ, создавая единую характеристику почвы.

6. ОГХ – одна из важнейших зависимостей для почв. Она используется для (1) сравнительной оценки изменения физического состояния почв, так как изменяется в зависимости от гранулометрического, минералогического, агрегатного составов, плотности почвы, минерализации и состава солей, количества и качества органического вещества; (2) оценки распределения объемов пор по их диаметрам, которая основана на капиллярной модели почвенных пор и на уравнении Жюрена; (3) оценки почвенно-гидрологических констант, которые связаны определенными уравнениями с соответствующими давлениями влаги. Для этой процедуры предпочтительнее метод «секущих» Воронина. Дифференциальный вид ОГХ – изменение влажности почвы при изменении давления (потенциала) влаги представляет собой по существу кривую распределения пор по размерам и носит название дифференциальной (удельной) влагоемкости .

7. Зависимость между капиллярно-сорбционным давлением и влажностью (ОГХ) неоднозначна вследствие явления гистерезиса: ОГХ, полученная при иссушении образца, имеет более высокую влажность при одном и том же давлении влаги, чем ОГХ, полученная при увлажнении образца.

8. Для экспериментального определения ОГХ во всей области давлений влаги приходится использовать несколько групп методов: капилляриметрический и тензиометрический для давлений (в единицах pF) от 0 до 2.9, метод мембранного пресса – от 0 до 4-5 и метод сорбционного равновесия (гигроскопический метод) – от 4.2 до 6.5. В ряде случаев достаточно использовать капилляриметрический и гигроскопический методы при последующем расчете или аппроксимации «средней» части ОГХ (pF от 2.9 до 4.2).

9. Педотрансферными функциями в современном почвоведении называют зависимости, позволяющие восстанавливать основные физические функции почв – прежде всего ОГХ – по традиционным, известным или легко определяемым свойствам почв. Наилучшие результаты восстановления ОГХ по фундаментальным физическим свойствам достигаются, если знать заранее тип почвы, класс по гранулометрическому составу и находить по педотрансферным функция определенные «опорные» точки на ОГХ в виде почвенно-гидрологических констант.

Литература

В о р о н и н А. Д. Структурно-функциональная гидрофизика почв. М.: Изд-во Моск.ун-та, 1984.

Г л о б у с А. М. Экспериментальная гидрофизика почв. Л.: Гидрометеоиздат, 1969.

Г л о б у с А. М. Почвенно-физическое обеспечение агроэкологических математических моделей. Л.: Гидрометеоиздат, 1987.

Полевые и лабораторные методы исследования физических свойств почв. Изд-во Моск.ун-та, 2001. Под ред. Е.В.Шеина.

С у д н и ц ы н И. И. Движение почвенной влаги и влагообеспеченность растений. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1979. 253 с.

Лекция 6

Движение воды в почве

1 Движение воды в насыщенной влагой почве (фильтрация)

1.2. Виды фильтрации и фильтрационных задач

1.3. Отклонения от закона Дарси

2. Водопроницаемость. Впитывание (инфильтрация) воды в почву

3.Движение воды в не насыщенной влагой почве

Если все поровое пространство заполнено водой, то процесс движения влаги в такой двухфазной (только твердая и жидкая фазы) системе называют фильтрацией. При описании этого процесса считают, что по всем порам вода движется с одинаковой скоростью, формируя фильтрационный фронт в насыщенной водой почве. Такие условия в почве бывают нечасто и в основном характерны для движения грунтовых вод, верховодки, для условий весеннего снеготаяния. Именно фильтрация воды в почве является основой для понимания процессов движения воды в почве. Законом, описывающим движение в насыщенной почве, является закон Дарси.

1.1. Закон Дарси

Французский инженер Анри Филипп Гаспар Дарси (1803–1858 гг.), изучая движение воды в наполненных песком, суглинком и другими материалами колонках, обосновал закон, который носит его имя (см. «К вопросу о…»). Он проводил опыты по следующей схеме (рис. VIII.1).

Рис. VIII.1. Схема устройства для изучения фильтрации воды в почве.

Из этой схемы видно, что почвенная колонка, имеющая длину l и площадь поперечного сечения S, проводит воду с некоторой скоростью, характеризуемой потоком влаги q_w. Этот поток равен количеству воды Q, прошедшему через сечение почвы S в единицу времени t: . Он будет иметь размерность [см/сут, или м/сут], т.е. [длина/время], так как величина Q имеет размерность объема, S – площади, их отношение – размерность длины. Эта размерность потока влаги физически представляет столб воды, выраженный в см (или в мм, или в м) водного слоя, который проходит через почву за единицу времени. Поэтому все потоки воды в почве имеют эту размерность, представляющую величину слоя воды в единицу времени. Анри Дарси, измеряя расходы воды, параметры почвенных образцов, а также высоту перепада воды в подающем и приемном сосудах (h₁ – h₂=Dh), впервые заметил, что при фильтрации воды соблюдается следующее соотношение:

,

где К_ф – коэффициент фильтрации, а отношение называется гидравлическим градиентом, т.е. отношением гидравлического напора Dh к длине колонки. Фактически гидравлический градиент – это потеря напора воды на единицу длины фильтрующей колонки.

Очень важно отметить, что К_ф имеет ту же размерность, что и поток влаги, т.е. см/сут, м/сут и т.д., но лишь в том случае, если гидравлический градиент является величиной безразмерной, т.е. когда и перепад, и длина колонки выражены в одних и тех размерностях длины. Важно также, что коэффициент фильтрации равен потоку влаги при единичном градиенте. Поэтому нередко К_ф называют скоростью фильтрации на единицу градиента. Кроме того (что тоже очень важно!), К_ф является постоянной и характеристичной для данного почвенного объекта величиной. Он относится к фундаментальным, базовым почвенным свойствам. Классифицируют обычно эту величину следующим образом (табл.VIII.1):

Т а б л и ц а VIII. 1

Классификационные градации коэффициента фильтрации почв (по Ф.Р.Зайдельману, 1985)

Класс коэффициента фильтрации	Наименование	Значение (см/сут)
I	Исключительно низкий (водоупор)	<1
II	Очень низкий (для почвенных горизонтов – водоупорный)	1–6
III	Низкий	6–15
IV	Средний	15–40
V	Высокий	40–100
VI	Очень высокий	100–250
VII	Исключительно высокий	>250

Приведенные в табл. VIII.1 градации коэффициента фильтрации – ориентировочные, в основном применимы для суглинистых почв. Песчаные почвы имеют обычно очень высокий коэффициент фильтрации, > 550 см/сут. И если в этих почвах К_ф будет составлять по этой классификации высокие значения (40–100 см/сут), то следует говорить о невысоких для песчаных почв коэффициентах фильтрации. В связи с этим ниже приведена добавочная таблица для различных по гранулометрическому составу почвенных объектов (табл. VIII.2) .

Т а б л и ц а VIII.2

Диапазоны средних значений коэффициента фильтрации для различных по гранулометрическому составу почв

Почвенные объекты	Диапазон Кф, см/сут
Песчаные почвы	300–800
Суглинистые	20–100
Глины	1–50

И в этом случае следует сделать несколько уточняющих дополнений. Во-первых, даже глинистая почва может иметь коэффициент фильтрации более 60 см/сут, так как она может быть хорошо оструктуренной, и эта структура – водоустойчивой. Например, такие величины встречаются в черноземах на глинах, на карбонатных материнских породах, в ферраллитных почвах. Или напротив, песчаные почвы могут иметь очень низкий К_ф, до нескольких десятков или даже единиц см/сут. Это случается тогда, когда песчаные почвы слоисты, имеют прослойки более плотного (ожелезненного) песка или отличающиеся по гранулометрическому составу. В самом общем случае следует считать, что если почвенный горизонт имеет коэффициент фильтрации ≤ 6 см/сут, то этот почвенный горизонт можно рассматривать как водоупорный, практически непроницаемый для воды (табл.VIII.1) вне зависимости от его гранулометрического состава и других свойств.

Важно также отметить, коэффициент фильтрации – это свойство не только почвы, но и протекающей в почве жидкости, так как закон Дарси применим не только к воде, но и к другим жидкостям. И в этом случае поток этой жидкости (q_l) будет определяться коэффициентом фильтрации жидкости (К_l), плотностью (r_l) и вязкостью (h_l) этой жидкости: .

Фильтрация – движение жидкости в насыщенной этой жидкостью почве (двухфазной системе: твердая и жидкая фазы). В отсутствие специальных указаний, фильтрация - это движение воды в насыщенной влагой почве

Закон Дарси: поток влаги (q_w) в насыщенной почве пропорционален коэффициенту фильтрации (К_ф) и градиенту гидравлического напора : , где гидравлический напор (Dh) и длина колонки (l) имеют одинаковые размерности длины; размерности К_ф и q_w также одинаковы – [длина/время], например, м/сут, см/сут.

Коэффициент фильтрации (К_ф) – это способность почвы проводить насыщенный поток влаги под действием градиента гидравлического давления. Обычно, при градиенте давления, близком к единице.

Мы рассмотрели форму записи уравнения Дарси на основе тех экспериментов, которые проводил сам автор этого закона. В самом общем виде закон Дарси имеет следующую запись:

,

где dz – расстояние, на котором происходит изменение гидравлического давления, равного dh. Это расстояние может быть как в горизонтальном направлении (как в рассматриваемом случае с горизонтальной колонкой, когда оно равно l по оси x), так и любом другом (z – по вертикали или y – по другой горизонтали). Подчеркивая, что закон Дарси справедлив и для трехмерного переноса воды, записывают

,

где - градиент гидравлического напора в трехмерном пространстве. Отметим, что произведение является произведением скалярной величины К_ф на векторную , и в этом случае поток q_w тоже вектор, направление которого определяется векторной величиной .

А вот знак «минус» в вышеприведенном уравнении Дарси – феноменологический. Это означает, что в самом общем случае градиент движущей силы имеет направление от меньшего к большему, а поток движется от большего значения напора к меньшему, т.е. не совпадает с направлением градиента. Отсюда и минус в уравнении. Кроме того, в физике почв при рассмотрении движения по вертикали поток приобретает знак в зависимости от своего направления. Если он направлен вниз – отрицательный, вверх – положительный. Так как фильтрация осуществляется под действием градиента гидравлического давления, всегда движущего воду вниз, то получается, что поток должен иметь отрицательное значение. При решении фильтрационных задач по вертикальному переносу воды чаще всего не придерживаются этой строгости, а вычитают из большего значения напора меньшее, а знак в общей записи не учитывают. Так мы и будем делать при рассмотрении фильтрационных задач.

1.2. Виды фильтрации и фильтрационных задач

Обычно фильтрация воды в почве происходит в вертикальном направлении, с поверхности почвы в глубинные слои. Нередко так проводят и определение коэффициента фильтрации, используя вертикально расположенный почвенный монолит, на поверхности которого постоянно поддерживают определенный слой воды, а регистрируют количество вытекающей воды во времени с нижней границы фильтрующего монолита.

этот монолит имеет длину l, а слой воды на его поверхности равен h₁. В такой постановке опыта гидравлический градиент будет равен , а поток воды .

В этом случае градиент не равен единице, хотя отличается от нее не намного, что допустимо для экспериментальных определений. Кроме того, отметим, что в такой постановке эксперимента линии тока воды расположены параллельно друг другу. Представленный случай – один из многочисленных, это безнапорная линейная установившаяся ламинарная фильтрация. В реальных же условиях могут встречаться различные виды фильтрации:

безнапорная (при гидравлическом градиенте близком к 1) и напорная (градиент значительно превышает 1);

радиальная (осесимметричная) и линейная (плановая), различающиеся по направлению линий тока воды в почве;

установившаяся (стационарная) и неустановившаяся (нестационарная), отличающиеся по динамике потока влаги во времени;

ламинарная и турбулентная, отличающиеся по наличию вихревых явлений в потоке движущейся воды.

Рассмотрим последовательно указанные виды фильтрации.

Безнапорная и напорная фильтрации. Безнапорная фильтрация – фильтрационный поток ограничен поверхностью, давление на которую равно (близко) к атмосферному. В этом случае фильтрация происходит при гидравлическом градиенте, близком к 1. Это классический случай фильтрации воды, на нем основаны все определения потока воды и К_ф. А вот напорная фильтрация происходит при повышенном гидростатическом или газовом давлении. Этот вид фильтрации в почвах встречается редко, он характерен для гидрогеологических и инженерно-гидротехнических задач (фильтрация воды под плотинами и пр.).

Радиальная (осесимметричная) и линейная (плановая) фильтрации. При линейной фильтрации линии тока воды располагаются параллельно другу. Этот случай мы и рассматривали (рис.VIII.2, а). Нередко бывает, что линии тока направлены по радиусу, и сгущаются к зоне выделения воды. На рис.VIII.2, б изображен цилиндрический монолит, по оси которого расположена скважина-дрена. Дно монолита непроницаемо для воды. Если такой монолит опустить в сосуд с водой, то вода начнет фильтроваться через стенки цилиндра к его центру, в расположенную по оси скважину. Линии тока воды будут уже радиальные и направлены к оси цилиндра (отсюда и название – осесимметричная фильтрация). В этом случае - и это очень важно! – формула расчета потока воды будет иной, совсем отличной от той, которую мы использовали до сих пор в законе Дарси и свойственной линейной фильтрации. Остановимся подробнее на формулах расчета потока и коэффициента фильтрации при осесимметричных видах фильтрации воды.

Пусть расположенная по оси монолита скважина-дрена имеет радиус r (рис.VIII.2,б). Уровень воды в сосуде H. Вода в скважине, фильтруясь через почву в монолите, постепенно будет заполнять дрену. В каждый момент времени t можно регистрировать уровень воды в расположенной по оси монолита скважине: в начальный момент времени t₀ уровень воды в скважине, измеряемый от верхнего уровня воды в сосуде, составит h₀ ; под действием этого гидравлического перепада h₀ и движется вода в расположенную по оси скважину. В следующий момент времени t₁ уровень воды в скважине уже будет h₁, в момент времени t₂ – h₂ и т.д. Обозначим высоту воды в скважине в момент времени t через h_t. И в любой момент времени мы можем найти отношение . Изменение этого отношения во времени и будет основным в определении К_ф. Приведем формулу Эркина для расчета К_ф по динамическим данным о :

,

где H – высота воды в сосуде или предельный напор воды, r – радиус скважины-дрены, m – постоянная, зависящая от радиуса скважины, варьирует от 4 до 2.5, а для дрен с радиусом от 2.5 до 5 см принимаемая равной 3.5.

Если по динамическим данным о величине уровня воды в скважине-дрене построить график в координатах от t, то эта зависимость будет близка к линейной, угол наклона которой составит a. Тангенс угла наклона будет характеризовать радиальный поток влаги. Тогда уравнение по расчету коэффициента фильтрации будет выглядеть следующим образом

.

Как видно, при радиальном потоке формула расчета коэффициента фильтрации выглядит совсем иным образом, чем при традиционном, линейном потоке. Причем поток воды к дрене представлен в ней в неявном виде, а в виде tga, характеризующего скорость подъема воды в скважине-дрене. Следует подчеркнуть, что закон Дарси как в радиальной, так и в линейной записи выполняется лишь для установившейся, ламинарной, безнапорной (или малонапорной) фильтрации. В иных случаях, в специфических природных объектах закон Дарси в полной мере может и не соблюдаться. Могут возникнуть отклонения от закона Дарси.

1.3. Отклонения от закона Дарси

Рассмотрим возможные отклонения, используя графическое изображение закона Дарси. Этот закон можно изобразить в виде графика в осях «поток–гидравлический градиент» («q_w – »), как линейную прямопропоциональную зависимость, в которой угол наклона будет характеризовать коэффициент фильтрации Либо в виде тоже линейного графика, в осях «коэффициент фильтрации–гидравлический градиент» («К_ф – »), который представляет собой линию, параллельную оси абсцисс, указывающую неизменность величины К_ф от величины напора

Но если не соблюдаются условия ламинарности потока, когда превышено число Рейнольдса (Re >5), поток становится турбулентным, и закон Дарси не применим. Это изображено на рис.VIII 4 а, б. При достижении некоторого гидравлического градиента поток становится турбулентным, линейности зависимости «поток – градиент» уже не соблюдается. Такие случаи могут наблюдаться при фильтрации воды под напором в крупнозернистых песках, галечнике, когда поток воды весьма высок и начинает приобретать турбулентный характер.

Вода же в глинистых грунтах находится под значительным воздействием твердой фазы почвы, имеет даже некоторую кристаллоподобную структуру. Под действием больших градиентов, высоких напряжений сдвига эти структуры могут разрушаться, и вода становится менее вязкой, изменяет скорость своего течения. В тяжелых глинистых грунтах, при очень маленьких величинах напора, экспериментально обнаружено, что вода остается неподвижной. В этих грунтах, как мы отметили выше, почвенная влага находится под значительным энергетическим воздействием поверхности твердой фазы и приобретает некоторую структуру. Эта структурированная вода может остаться неподвижной и при некоторых (впрочем, весьма малых) градиентах гидравлического давления. При дальнейшем увеличении градиента будет наблюдаться сначала слабое, затем повышающееся и, наконец, стабилизирующееся движение влаги и, соответственно, постоянный К_ф Начало движения влаги в таких случаях обязано некоторому регистрируемому градиенту напора, который называют «начальным градиентом сдвига». Этот случай также относится к отклонениям от закона Дарси.

И все же надо отметить, что для большинства почвенных объектов, для практически всего набора гидрологических условий закон Дарси оказывается применим в его классическом виде. Несомненно, он является одним из фундаментальных законов почвенной гидрологии. В свою очередь, коэффициент фильтрации – фундаментальная гидрологическая характеристика, знание которой необходимо для любых количественных расчетов движения влаги в почве.

Водопроницаемость. Впитывание (инфильтрация) воды в почву

Проведем простой эксперимент. На поверхность почвы в естественных условиях установим и слегка углубим невысокий цилиндр, зальем его водой и будем учитывать, какое количество воды впитывается в почву за определенные промежутки времени (рис. VIII 7, а). Сначала вода будет быстро поглощаться почвой, а затем поток воды стабилизируется (рис.VIII 7, б). Начальная стадия быстрого проникновения воды в не насыщенную влагой почву при некотором гидравлическом напоре называется впитыванием, или инфильтрацией. Затем, по мере насыщения всего порового пространства почвы водой, поток стабилизируется. Наступает стадия движения воды в насыщенной почве – стадия фильтрации. Таким образом, процесс водопроницаемости включает в себя два процесса: впитывания воды в не насыщенную влагой почву и, при заполнении всего порового пространства водой, – фильтрацию. Итак, впитывание – перемещение свободной воды в не насыщенную влагой почву, – первая стадия водопроницаемости. Вторая стадия водопроницаемости – движение влаги вода в насыщенной влагой почве, – фильтрация. Но в любой момент времени мы можем рассчитать поток влаги в почву, как количество воды (Q, см³), прошедшее в почву в единицу времени (t, мин) через единицу площади экспериментального цилиндра (S, см²): [см/мин]. Для соответствующих стадий этот поток будет равен коэффициенту впитывания (К_впит) и коэффициенту фильтрации (К_ф), так как градиент гидравлического давления близок к единице. Оба они будут иметь ту же размерность, что и поток влаги q. Как правило, конечно, К_впит заметно больше К_ф, Кроме того, при расчете К_впит следует указывать, в какой момент времени процесса водопроницаемости он был рассчитан. А вот К_ф является стабильной, отражающей основные свойства почв величиной. Поэтому рекомендуется определять именно эту величину, именно величина К_ф и используется во всевозможных гидрологических расчетах.

Впитывание воды [см/сут, м/сут, мм/час] – это начальная стадия водопроницаемости (инфильтрации) почвы, т.е. поступление влаги в не насыщенную водой почву под влиянием градиентов сорбционных и капиллярных сил и гидравлического напора. Как правило, рассматривают впитывание воды с поверхности почвы. Характеризуют коэффициентом впитывания К_впит – аналогом коэффициента фильтрации К_ф, указывая, в какое время от начала эксперимента он определен.

Водопроницаемость – процесс поступления воды в почву при определенном напоре, который включает стадию впитывания (инфильтрации) – проникновения воды в не насыщенную влагой почву, и последующую стадию фильтрации – движение воды в насыщенной влагой почве.

Инфильтрация – синоним термина впитывание.

По коэффициенту впитывания различные почвы классифицируется следующим образом (табл. VIII.3.)

Т а б л и ц а VIII.3.

Классификации Н.А.Качинского по впитыванию (см/сут) для тяжело- и среднесуглинистых почв

Коэффициент впитывания (см/сут)
< 70	Неудовлетворительная
70–150	Удовлетворительная
150–250	Хорошая
250–1000	Наилучшая
>1000	Излишне высокая

Различают суммарное (интегральное, кумулятивное) впитывание и скорость впитывания. Первое (Q, см водного слоя) - это кумулятивное количество впитываемой воды от начала эксперимента до определенного времени. Например, за первый час эксперимента количество впитавшейся в почву воды составило 2.5 см, т.е. суммарное впитывание к этому времени достигло 2.5 см водного слоя; к концу второго часа впиталось уже 4 см, т.е. суммарное впитывание достигло 4 см водного слоя, и т.д. А скорость впитывания – это количество воды, проникающее через единицу площади в единицу времени [см/сут, мм/мин и пр.]. Например, скорость впитывания в первый час составила 2.5 см/час, а во второй – 2.0 см/час. На рис. VIII. 8 представлены графики зависимости суммарного впитывания и скорости впитывания в течение эксперимента по изучению впитывания.

Движение воды в не насыщенной влагой почве

4.1. Функция влагопроводности (коэффициент влагопроводности или ненасыщенной гидравлической проводимости)

Закон Дарси используется для процесса фильтрации, когда движение осуществлялось по полностью заполненному водой поровому пространству. Если же лишь часть порового пространства проводит воду, а часть «опустошилась» и содержит газообразную фазу, пользоваться коэффициентом фильтрации уже нельзя. Следует использовать другое понятие водопроводимости почвы – коэффициент влагопроводности (или ненасыщенную гидравлическую проводимость). Коэффициент влагопроводности, хотя и имеет те же размерности, что и коэффициент фильтрации [см/сут, м/сут, мм/мин и пр.] и тоже характеризует способность почвы проводить поток влаги, не является величиной постоянной для данного почвенного объекта, а изменяется с изменением давления почвенной влаги. Прежде всего с изменением капиллярно-сорбционной его составляющей (Р_к-с). Поясним это положение на следующей схеме (рис.VIII.11 ). Используем опять-таки капиллярную модель почвы. Почва состоит из капилляров различного диаметра. В случае фильтрации влаги все капилляры заполнены и проводят воду. Однако при некотором иссушении почвы, в самые крупные капилляры уже входит воздух, и они не принимают участия в процессе движения воды . Как говорят, снижается площадь водопроводящих путей, уменьшается способность почвы проводить поток влаги: проводимость становится заметно ниже, чем при фильтрации воды. Если почва продолжает иссушаться, и давление влаги еще больше снижается, то «опустошаются» и другие капилляры, вода остается только в самых тонких (рис. VIII.11, в). Только они способны проводить воду, и проводимость, соответственно, еще больше уменьшается Так как влагопроводность почвы уменьшается по мере снижения матричного давления влаги, то следует говорить уже о функции – функции влагопроводности.

Функция влагопроводности – это зависимость коэффициента влагопроводности (ненасыщенной гидравлической проводимости, К_вл) от капиллярно-сорбционного (Р_к-с ) давления почвенной влаги или от влажности почвы (θ): . Нередко обозначают К_вл(Р_к-с) или К_вл(θ).

Способность почвы проводить поток влаги при уменьшении давления уменьшается на порядки. Так, при уменьшении давления от 0 до –1000 см водного столба в суглинистых почвах коэффициент влагопроводности уменьшается на 2–3 порядка, от 50–100 до 0.05–0.1 см/сут. Это совершенно определенно указывает на то, что сухая почва будет проводить воду значительно хуже, чем влажная. Такие явления нередко можно отмечать в почве: при поливах очень высохшей поверхности почвы, она некоторое время очень слабо впитывает воду, до тех пор, пока не увлажнится ее поверхностный слой, и влагопроводность возрастет. Тогда увеличится и впитывание воды. При локальных поливах также возникает ряд эффектов, связанных с различием давлений влаги в пространстве. Если имеются влажные и сухие зоны (зоны с высоким и низким давлением), то влага преимущественно будет двигаться по влажным участкам, а вот сухие (как это ни странно!) будут увлажняться медленно, еще некоторое время оставаясь сухими. Впрочем, что не удивительно – ведь у них значительно ниже влагопроводность, чем у влажных.

Весьма важна точка пересечения кривой функции влагопроводности с осью ординат – это уже знакомая нам величина коэффициента фильтрации. Действительно, давление влаги в этом случае равно нулю, почва насыщена водой и характеризуется коэффициентом фильтрации. Получается, что К_ф – лишь одна точка на кривой функции влагопроводности, однако одна из самых важных, начальная.

Характерен и еще один момент при анализе вида функций влагопроводности. Строго говоря, понятие «влагопроводности» применимо лишь к переносу воды в виде жидкости. Парообразный перенос влаги в этом случае обычно не рассматривают. Следует все же учитывать, что при очень низких величинах давления влаги, при давлениях ниже –100000…–200000 см водного столба (pF выше 5–5.3) именно этот вид переноса воды начинает доминировать, и коэффициент влагопроводности начинает вновь увеличиваться. При столь низких давлениях жидкая влага представлена в виде тонких пленок, подвижность в которых весьма мала. А вот свободного пространства для увеличения доли движения воды в виде пара предостаточно. И если имеются условия для его передвижения (прежде всего градиент, определяющий пароперенос), то в этих условиях парообразный перенос воды является доминирующим.

Функция влагопроводности в значительной мере определяется свойствами почв. Как и в случае с ОГХ, проанализируем изменение вида функции влагопроводности от гранулометрического состава. На рис. VIII.12 приведены примеры функций влагопроводности для суглинистых и песчаных почв. Общей закономерностью является то, что функция влагопроводности для тяжелых почв имеет меньший угол наклона, чем для песчаных. В состоянии, близком к насыщению, песчаные почвы проводят влагу значительно быстрее, чем суглинистые, за счет большего количество крупных пор. По мере иссушения, эти крупные поры «опустошаются», а вот тонких пор в песчаных почвах значительно меньше, чем в суглинистой. И в этих условиях, при пониженном капиллярно-сорбционном давлении влаги, уже лучше проводит воду тяжелая почва.

Это очень характерный момент для явлений проводимости в не насыщенных влагой почвах. Он может приводить к появлению ряда эффектов, когда, например, при сильном иссушении крупный песок будет проводить воду значительно хуже, чем мелкий (см. «К вопросу о…»: «Парадоксы движения воды в ненасыщенных почвах»).

Вполне понятно, что вид функции влагопроводности будет зависеть не только от гранулометрического состава, но и от других фундаментальных свойств почв. Обычно, как и в случае с ОГХ, мы рассматриваем влияние плотности почвы, состава обменных катионов, растворимых солей. Эти воздействия схематично показаны на рис.VIII.13.

Весьма интересно влияние плотности почвы на влагопроводность (рис.VIII.13, а). При высоких давлениях влаги (малых величинах pF) рыхлая почва проводит влагу лучше, у нее больше крупных пор. Напротив, уплотненная лучше проводит влагу при пониженном давлении, у нее большее количество средних и тонких капилляров (при уплотнении крупные капилляры «превратились» в более тонкие). С этим явлением мы сталкиваемся, когда за счет прикатывания поверхности почвы увеличиваем испарение. Или, напротив, за счет рыхления поверхностного слоя снижаем его влагопроводность, тем самым сохраняя влагу в почвенном профиле.

Осолонцевание, внедрение иона Na в почвенный поглощающий комплекс (ППК), приводит к снижению влагопроводности во всей области давлений влаги. Это также становится понятным, если привлечь физический образ капиллярных и пленочных явлений, обусловленных существованием расклинивающего давления и его зависимостью от свойств и состава ППК. При насыщении ППК ионом Na, или при увеличении содержания смектитовых минералов с большой емкостью обмена, поровое пространство все в большей степени будет занято связанной, малоподвижной водой, ассоциированной с поглощенными катионами (ионом Na, в частности, при осолонцевании). И это сокращение площади водопроводящих путей за счет увеличения в них малоподвижной воды будет приводить к снижению проводимости во всем диапазоне давлений почвенной влаги. А вот с увеличением минерализации, зона влияния поглощенных катионов на воду в капиллярах будет снижаться из-за уменьшения толщины двойного диффузного слоя. Капиллярное пространство со свободной водой будет возрастать, соответственно будет возрастать и влагопроводность во всем диапазоне давлений.

Познакомившись с новой физической величиной – коэффициентом влагопроводности, зная закономерности ее изменения в связи с давлением влаги и вещественным составом почвы, можно перейти к вопросам ее использования. Основное значение влагопроводности – ее использование при расчетах переноса воды в не насыщенных влагой почвах.

Термовлагоперенос

Обычно для того чтобы детально изучить природное явление, его стараются изолировать, изучить «в чистом виде». Так мы изучали передвижение воды в почве, оговаривая, что оно происходит в изотермических условиях. В действительности, в природе ничего не бывает в «в чистом виде». И на передвижение воды в почве оказывает влияние не только давление влаги в почве, связанное с влажностью в конкретном слое почвы, но и температурный градиент. Точнее, изменение температуры оказывает влияние на капиллярно-сорбционное давление влаги, и под действием градиента давления происходит перенос влаги в почве. Это явление называется термовлагопереносом. Сначала остановимся на термовлагопереносе воды в газообразном состоянии – термопаропереносе.

Термопароперенос

Поток пара происходит по свободному от воды поровому пространству. Этот поток пара, как и поток любого газа, будет определяться градиентом парциального давления газа или градиентом его концентрации:

,

где q_v – поток парообразной влаги [г/см² сут], c_v – концентрация паров воды, D_v – коэффициент диффузии пара [см²/сут]. Для атмосферных условий D_v можно считать постоянной и равной 2.32·10^-6 см²/сут или 0.2 см²/с. Концентрацию паров воды можно приближенно считать равной плотности паров воды. Плотность паров воды зависит от влажности (от давления влаги) почвы, от содержания солей в почве и от температуры. Для почвенных условий фактор содержания солей не является значимым. А вот измерения плотности паров воды от температуры при различном давлении влаги показали следующее (табл.VIII.7.)

Т а б л и ц а VIII.7.

Зависимость плотности паров (г/см³) воды от температуры и давления влаги в почве (по Хэнкс и Ашкрофт, 1985)

Температура	Плотность паров при давлении влаги
	–100 см водн. ст	–15000 см водн. ст.
15^º	12.8 10^-6	12.7 10^-6
20^º	17.3 10^-6	17.13 10^-6
26^º	23.0 10^-6	22.8 10^-6

Как видно из данных таблицы, основное влияние на плотность паров воды оказывает температура почвы, а давление влаги в почве существенного влияния (как и содержание солей) не оказывает. Поэтому перепад температуры является основным фактором переноса парообразной влаги.

Итак, подчеркнем два важных момента.

В интервале доступной влаги ( от –100 до –15000 см водн. ст.) перенос парообразной влаги осуществляется в основном за счет градиента температуры, за счет изменения плотности пара с температурой. Передвижение парообразной влаги, как и жидкой, – от более теплого к холодному участку почвы.

В этом интервале давления влаги (в диапазоне капиллярной и пленочно-капиллярной влаги) поток влаги значительно меньше термокапиллярного передвижения жидкой влаги. При градиенте температуры около 1º/см (сравнительно высокий градиент) поток достигает 0.02 г/см² сут.

5.2. Совместный парожидкостный перенос влаги в неизотермических условиях

Вспомним – в основе передвижения почвенного раствора лежит перепад капиллярно-сорбционного давления влаги в почве. Однако в неизотермических условиях на давление влаги, на форму и положение ОГХ будут оказывать влияние не только свойства почвы, но и температура. Воздействие температуры на ОГХ обсуждалось в части VII, где указывалось, что увеличение температуры приводит к увеличению капиллярно-сорбционного давления влаги (с учетом знака), снижению водоудерживания. Это означает, что в почве вода будет передвигаться от точки с большей температурой в точку с меньшей температурой. Все соответствует классическим положениям передвижения воды в почвы: из точки с большим давлением в точку с меньшим, или от меньшего pF в сторону большего.

Проделаем такой опыт. Возьмем колонку с влажной, но не насыщенной влагой почвой при комнатной температуре. Распределение влажности и давления влаги по всей колонке одинаково (рис.VIII.16, а и б). Затем один конец колонки (например, левый) будем слегка нагревать, увеличим температуру на несколько градусов выше комнатной. А правый слегка охладим. Если через некоторое время мы изучим распределение влажности почвы вдоль колонки, то окажется, что на теплом конце влажность уменьшилась, а на холодном возросла. Такое распределение влажности возникло вследствие разности капиллярно-сорбционных давлений в теплой и холодной почве, за счет тепловлагопереноса. При нагревании давление влаги увеличилось, а при охлаждении снизилось. Поток влаги был направлен от большего к меньшему давлению, от теплого к холодному концу колонки. Этот поток и сформировал новое равновесное распределение влажности почвы, теперь уже за счет температурного градиента Явления термовлагопереноса мы повсеместно встречаем в природе. Например, когда поверхность почвы охлаждается, влага начинает подтягиваться из нижних слоев, увлажняя поверхностные. Если, например, футбольное поле оборудовано искусственным подогревом, заложенным, как правило, на глубине 20–25 см, то в зимнее время, при включении подогрева, возможно переувлажнение верхнего слоя почвы – к поверхности почвы за счет температурного градиента будет направлен поток из теплой, подогретой на глубине 20–25 см почвы. А вот если мы захотим убрать избыток влаги из верхнего слоя почвы, то надо, напротив, охладить почву на глубине 20–25 см. Явления термовлагопереноса характерны для всех пористых дисперсных природных тел и могут приводить к чрезвычайно важным последствиям Отметим, впрочем, что под действием температурного градиента происходит движение не только жидкой, но и парообразной воды. И сложившийся результат в распределении влажности – это результат совместного парожидкостного переноса. Остановимся поэтому на явлении переноса парообразной влаги под действием градиента температуры.

. Перенос влаги в замерзающих почвах

Сложнее обстоит дело в промерзающих почвах. Проделаем опыт аналогичный вышеописанному, но перепад температур по колонке будем поддерживать постоянным от –1 до +8 ºС. Сначала возьмем достаточно сухую почву, в диапазоне от МГ до ВРК. Через некоторое время влага в колонке перераспределится, будет достигнуто равновесие. В целом, картина перераспределения влажности будет также аналогичной предыдущему опыту: у холодного конца влажность повысится, а у теплого понизится. Основным процессом, определяющим влагоперенос в этом диапазоне влажностей, будет пароперенос и конденсация влаги на холодном конце колонки (рис.VIII.17, а).

Итак, при влажности менее ВРК основным процессом будет являться пароперенос от теплого к холодному концу колонки и конденсация влаги в охлажденной зоне. Вспомним опыты А.А.Роде и М.А.Абрамовой (см. часть V, раздел «Почвенно-гидрологические константы», ВРК). В их опытах наблюдалось парадоксальное явление – при влажности в средней части монолита близкой к ВРК концентрация иона-метки (иона Cl) в поровом растворе в нижней части монолита снижалась. Как будто в нижнюю часть добавляли дистиллированной воды. По сути так оно и было. В их опытах также поверхность нагревалась для повышения испарения, а нижняя часть их монолитов была заметно холоднее верхней. Происходили пароперенос и конденсация влаги (естественно, почти дистиллированной) в нижней части монолита. Концентрация иона-метки, иона Cl, в поровом растворе заметно понижалась вследствие процессов термовлагопереноса при низкой влажности.

А вот если провести опыт с почвой при высокой влажности, выше ВРК, то распределение влажности будет чрезвычайно неравномерным (рис. VIII.18, б). В зоне, где образуется лед, влажность будет достигать максимальных величин. Перед зоной льдообразования будет наблюдаться минимум влажности, а у теплого конца колонки влажность немного понизится по сравнению с начальной. Интересны, конечно, максимум и минимум влажности, их образование. Получается, что около зоны промерзания поток влаги к зоне льдообразования намного больше, чем подток влаги из теплой почвы. За счет этого создается минимум влажности, «депрессия влажности» перед зоной льдообразования, т.е. перед зоной замерзания будет зона иссушения. Лед оказывается мощным фактором, направляющим поток влаги в свою сторону. Причины этого явления заключаются в том, что, с одной стороны, образование льда – процесс, связанный с расширением воды. Поэтому, аналогично сжатой губке, лед, расширяясь, будет оттягивать жидкую влагу из зоны перед льдообразованием. И, во-вторых: лед – это связанная вода, вода, молекулы которой практически неподвижны. Связанная вода (и мы это знаем) обладает очень низким давлением влаги. Поэтому в зоне льдообразования возникает значительный перепад давления влаги, который вызывает интенсивный подток влаги к зоне промерзания. Эти две причины (преимущественно вторая) и будут являться основными факторами образования депрессии влажности перед фронтом промерзания.

Но на этом интересные явления при промерзании не завершаются. Возьмем для опыта глинистую не насыщенную влагой почву при влажности в диапазоне от ВРК до НВ. Поместим ее камеру с температурой ниже 0⁰С, хотя и будем поддерживать разность температур по краям колонки, например –1 и –5⁰С. Казалось бы, в почве никаких перетоков наблюдаться не должно – вода превратится в лед и будет неподвижна. Однако это не так. В глинистой почве вода замерзает при более низких температурах, а в указанном диапазоне будет находиться преимущественно в жидком состоянии (вспомним метод определения давления влаги с помощью криоскопии). Если будет жидкая вода, то она будет в таком виде перемещаться по колонке, замерзая на ее более холодном конце. Перемещение будет довольно быстрым, значительно более быстрым, чем можно было бы предполагать, не учитывая передвижения жидкой капиллярной влаги. Такие процессы происходят в мерзлых толщах. В зоне вечной мерзлоты с течением времени происходят значительные переносы влаги, которые сопровождаются еще и выделением тепла при замерзании и охлаждением при размерзании капиллярной влаги в глинистых почвах. Эти явления чрезвычайно разнообразны и сложны, так как изменения в глубине вечной мерзлоты сопровождаются многими механическими мерзлотными явлениями (пучение, тиксотропные течения и пр.). А формирование мерзлотной структуры за счет подпитывания влаги к замерзающим горизонтам, горизонтальное растекание, образование ледяных горизонтальных прожилок и соответствующей слоистой структуры – это явление свойственно и подзолистым горизонтам дерново-подзолистых почв (см. «К вопросу о…»).

ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

«ДВИЖЕНИЕ ВОДЫ В ПОЧВЕ»

10. Фильтрация воды – движение воды в насыщенной почве, которая описывается уравнением фильтрации Дарси: поток влаги пропорционален градиенту гидравлического давления и коэффициенту фильтрации. Коэффициент фильтрации – это способность почвы проводить насыщенный поток воды; свойство, характерное для каждого почвенного объекта (слоя, горизонта). Водоупорными следует считать почвенные горизонты с К_ф ≤ 6 см/сут, а хорошо фильтрующими – с К_ф ≥ 40 см/сут.
Водопроницаемость (инфильтрация) воды в почву – процесс проникновения воды в исходно ненасыщенную почву. Процесс водопроницаемости включает процесс впитывания воды в ненасыщенную почву, сменяющийся процессом фильтрации.

11. Для описания движения воды в не насыщенной влагой почве (трехфазная система «твердая фаза – вода - газовая фаза») используется модифицированный закон Дарси: поток влаги в ненасыщенной почве пропорционален градиенту давления влаги и коэффициенту влагопроводности, соответствующему величине давления влаги (влажности почвы).

12. Коэффициент влагопроводности. В отличие от коэффициента фильтрации, зависит от давления влаги (влажности почвы). Эта зависимость называется функцией влагопроводности.

13. В основе расчетов передвижения влаги в ненасыщенной почве лежит использование модифицированного закона Дарси:
. Для количественных расчетов необходимо экспериментальное почвенное обеспечение в виде ОГХ, функции влагопроводности, плотности почвы, а также количественное описание условий на границах рассматриваемой почвенной толщи (верхней и нижней) и начальных условий (в виде профильного распределения капиллярно-сорбционного давления или влажности почвы).

14. Вода в почве будет передвигаться от точки с большей температурой в точку с меньшей в соответствии с перепадом матричного давления влаги: снижение температуры приводит к уменьшению (с учетом знака) давления почвенной влаги.

15. В интервале доступной капиллярной влаги (от –100 до –15000 см водн. ст., от НВ до ВЗ) термоперенос парообразной влаги происходит от более теплого к холодному участку почвы за счет более высокой плотности пара при повышенной температуре. В этом интервале давления влаги (в диапазоне капиллярной и пленочно-капиллярной влаги) преобладает термокапиллярное передвижение жидкой влаги; термопароперенос имеет меньшее значение.

16. В промерзающих почвах при высокой влажности (выше ВРК) перед зоной льдообразования (фронт промерзания) создается минимум влажности, «депрессия влажности», возникающая за счет значительного понижения давления влаги в зоне льдообразования. В зоне вечной мерзлоты при температурах ниже 0ºС возможно капиллярное передвижение жидкой незамерзшей влаги от точки с большей в точку с меньшей температурой. Этот термоперенос может иметь заметное значение за счет высоких скоростей переноса незамерзшей капиллярной влаги в глинистых почвах (грунтах).

Литература

Г л о б у с А. М. Экспериментальная гидрофизика почв. Л.: Гидрометеоиздат. 1969. 355 с.

Г л о б у с А. М. Физика неизотермического внутрипочвенного влагообмена. Л.: Гидрометеоиздат. 1983. 279 с.

З а й д е л ь м а н Ф. Р. Гидрологический режим почв Нечерноземной зоны. Л., Гидрометеоиздат. 1985.

П а ч е п с к и й Я. А. Математическое моделирование физико-химических процессов в почвах. М.: Наука, 1990. 188 с.

Поверхностные силы в тонких пленках. М.: Наука. 1979.

Полевые и лабораторные методы исследования физических свойств почв. Изд-во Моск.ун-та, 2001. Под ред. Е.В.Шеина.

С у д н и ц ы н И. И. Передвижение почвенной влаги и влагопотребление растений. М.: Изд. Моск.ун-та, 1979.

Х э н к с Р. Д ж., Д ж. Л. А ш к р о ф т. Прикладная физика почв. Пер. с англ. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. 151 с.

Ш е и н Е. В., В. А. К а п и н о с. Сборник задач по физике почв. М.: Изд-во Моск.ун-та, 1994.

Лекция 7

ДВИЖЕНИЕ ВЛАГИ В СИСТЕМЕ «ПОЧВА–РАСТЕНИЕ–АТМОСФЕРА»

1.Понятие о влагообеспеченности растений. Транспирация

2.Термодинамический подход к описанию передвижения влаги в системе «почва–растение–атмосфера»

3.Критическое давление влаги в почве. Научные основы регулирования водного питания растений

4.Зависимость критического давления от различных факторов

Для того чтобы растение нормально росло и функционировало, необходимо, чтобы в нем протекали процессы синтеза новых биологических веществ, вырабатывалась энергия, растение не перегревалось и постоянно потребляло из почвы воду и минеральные вещества. Схематично это представлено на рис. IX.1. Синтез биологических веществ происходит за счет процесса фотосинтеза – удивительного биологического процесса формирования органических веществ из углекислого газа атмосферы и почвенной влаги под действием солнечной энергии в хлоропластах зеленых растений. Для протекания фотосинтеза, таким образом, необходимы солнечная энергия, СО₂ атмосферы и почвенная влага. Дыхание же, процесс формально противоположный фотосинтезу, заключается в потреблении кислорода, выделении углекислого газа и воды и образовании энергии, необходимой для жизнедеятельности растений. Доставка СО₂ к хлоропластам происходит за счет диффузии в листья растения через открытые устьица – специальные клетки на листовой поверхности, через которые растения еще и испаряют большое количество воды, спасаясь от перегрева. Последний процесс называют транспирацией. Таким образом, получается, что через устьица диффундирует СО₂ из атмосферы в лист для фотосинтеза и одновременно транспирационный поток влаги, спасающий растений от перегрева. Совершенно ясно, что эти два процесса, фотосинтез и транспирация, оказываются взаимосвязанными: если транспирация понизится за счет недостатка почвенной влаги и последующего прикрытия устьиц, то снизится и фотосинтез за счет, прежде всего, поступления СО₂ в лист. Транспирация и продуктивность растений тесно скоррелированы. Отметим, что количество воды для фотосинтеза несравненно ниже транспирируемого (от 2 до 10% общего количества потребляемой растением влаги), и обычно его не учитывают при изучении закономерностей формирования потока влаги в системе «почва–растение–атмосфера».

Рис. IX.1. Движение влаги в системе «почва–растение–атмосфера» и основные процессы в растениях

Для описания транспирации растений используют несколько выражений.

Транспирация (Тr, см/сут, г_Н2О/г_{сух.в-ва} сут) – испарение растениями в атмосферу парообразной влаги в процессе их жизнедеятельности. Транспирация характеризуется количеством влаги, которое выделяется определенной массой или площадью (1 г или 1 см²), занимаемой листовым или растительным покровом, в единицу времени. Поэтому наиболее распространенные размерности – см/сут, мм/час и др., аналогичные размерностям испарения, интенсивности осадков, впитывания влаги, фильтрации и других видов потоков влаги.

Транспирация актуальная (Тr, см/сут) – измеряемая в данный момент времени при конкретных метеорологических и почвенных условиях.

Транспирация потенциальная (Тr₀, см/сут) – количество воды, транспирируемое в единицу времени зеленой низкорослой культурой, полностью затеняющей почву, выровненной по высоте и не испытывающей недостатка в почвенной влаге (влажность почвы в диапазоне от НВ до »0.7 НВ).

Транспирация относительная (Тr/Тr₀, безразмерная) – отношение актуальной к потенциальной. Является показателем влагообеспеченности растений: считается, что при относительной транспирации менее 1 растение страдает от недостатка почвенной влаги.

Как показатель влагообеспеченности растений наиболее удобен безразмерный параметр – относительная транспирация. Его-то мы и будем использовать как основную характеристику водообеспеченности растений. Рассмотрим описание процесса движения влаги в системе «почва–растение–атмосфера» в физических терминах.

2Термодинамический подход к описанию передвижения влаги в системе «почва–растение–атмосфера»

Для описания этого переноса вполне можно применить понятие потенциала влаги для различных частей системы и основное уравнение переноса влаги. Следует только учесть, что в данном случае используются величины полных давлений (потенциалов) влаги: полное давление влаги в почве (Р_п), в корне (Р_к), в листе (Р_л) и в атмосфере (Р_а). Рассмотрим распределение этих давлений в системе «почва–растение–атмосфера» (рис.IX.1). Движение влаги из почвы через растение в атмосферу возможно лишь в случае, если будет выполняться условие Р_п> Р_к> Р_л>Р_а (с учетом отрицательного знака давления влаги). За счет перепада давлений влаги в почве и корне (Р_п-Р_к) будет формироваться подток почвенной влаги к корням растений (q_w). За счет перепада между корнем и листом (Р_к–Р_л) – поток влаги к листьям, а перепад давлений влаги между листом и атмосферой (Р_л–Р_а) определяет поток парообразной влаги из ласта в атмосферу, т.е. транспирацию (Tr). Вполне понятно, что водный поток в данной системе одинаков во всех ее частях, и q_w=Тr. Как же устроен механизм формирования и регулирования потока влаги?

Рассмотрим это на примере суточной динамики градиентов давлений влаги в системе «почва–растение–атмосфера». Представим раннее туманное утро. В атмосфере давление влаги близко к нулю, в почве тоже достаточно влаги, так что Р_п=Р_к=Р_л=Р_а=0; потоков влаги через растение, т.е. транспирации нет. Появилось солнце, и относительная влажность воздуха стала постепенно снижаться. Она уже не 100, а 98%. При этом давление влаги в атмосфере снизилось от 0 до –28054 см. водн. ст. или до –27 атм. В следующий момент влажность воздуха еще слегка упала, например, до 94%, а давление влаги резко понизилось уже до –85114 см водн. ст. или до –83 атм. Прошло еще немного времени, и влажность воздуха стала близка к обычной в бореальной зоне, например к 52%, а давление влаги уже стало очень низким: ниже – 900 000 см водн. ст. или меньше –875 атм. Так, при малом изменении влажности воздуха быстро и интенсивно падает давление влаги в атмосфере. Естественно, возрастает перепад давления влаги между листом и атмосферой (Р_л –Р_а). За счет этого перепада начинается передвижение влаги из листа в атмосферу. Лист теряет воду. Подсыхает и в нем начинает понижаться давление влаги, что, в свою очередь, обуславливает перепад давлений на участке корень-лист (Р_к –Р_л) и вызывает поток влаги из корня в лист. Далее, и давление влаги в корне падает. Появляется и возрастает подток почвенной влаги к корню. Этот поток – управляющая, все регламентирующая величина. Высок поток, высока транспирация, растение чувствует себя хорошо. Снижается этот поток, снижается и подток влаги к листьям, что вызывает некоторое обезвоживание клеток листа, и в том числе устьичных, что может вызвать их частичное закрытие и снижение транспирации. Поэтому растение способно в определенных пределах регулировать потоки влаги в системе, чтобы сохранить свой водный статус и не засохнуть.

Происходит все следующим образом (рис.IX. 2). Вначале, когда давление влаги в почве высоко, транспирация находится на высоком уровне (Тr/Тr₀=1). Затем, в процессе потребления влаги корнями растений, давление влаги в почве начинает снижаться, и поток к листьям временно упадет. Это вызовет увеличение концентрации веществ в клетках листьев и снижение осмотического и, соответственно, полного давления влаги в листьях. Перепад давлений влаги почва–лист увеличивается, и транспирация продолжается находиться на первоначальном уровне. Почва продолжает иссушаться, однако растение еще способно понижать давление влаги в листьях, увеличивая перепад давлений между почвой и листом и восстанавливая оптимальный поток влаги из почвы к корням и в листья. На рис. IX.2 – участок оптимальной влагообеспеченности растений, когда с уменьшением давления влаги в почве возрастает перепад давление Р_п –Р_л и Тr/Тr₀ находится на уровне, близком к 1. При достижении некоторого «критического» давления влаги в почве, несмотря на продолжающийся рост перепада давлений «почва-лист» транспирация начинает уменьшаться вследствие уменьшения подтока влаги к корням. Основной причиной уменьшения подтока является стремительное снижение коэффициента влагопроводности почвы

При дальнейшем иссушении почвы давление почвенной влаги продолжает падать, интенсивно (на порядки!) уменьшается проводимость и, соответственно, подток влаги к корням. Даже некоторый рост перепада давления Р_п –Р_л не способен компенсировать падение почвенной влагопроводности и увеличить подток к корню. Транспирация продолжает снижаться. Вплоть до очень низких значений, до завядания растений. Поэтому основным регулирующим водное питание растений будет являться давление почвенный влаги, а параметром, его характеризующим, – «критическое» давление влаги в почве. Эти процессы детально рассмотрены в монографиях И.И.Судницына.

3.Критическое давление влаги в почве. Научные основы регулирования водного питания растений

Поскольку водообеспеченность растений в конечном счете зависит от давления влаги в почве, то для того, чтобы характеризовать водное питание конкретных растений в конкретных почвенных условиях, надо найти зависимость между относительной транспирацией и давлением влаги в почве. Причем в данном случае можно использовать не полное давление влаги, а капиллярно-сорбционное, так как именно от него зависят влагопроводность почвы и подток влаги к корням. Эта зависимость будет характеризовать процесс водного питания растений во всем диапазоне давлений влаги вне зависимости от метеорологических факторов. На рис. IX.3. в общем виде представлена зависимость между относительной транспирацией (Тr/Тr₀) и капиллярно-сорбционным давлением влаги в единицах pF. По своему виду она и получила название «транспирационной трапеции». Рассмотрим ее более внимательно.

Эта зависимость имеет несколько характерных точек. Две из них относятся к очень низкой (близкой к нулевой) транспирации: на рис.IX.3 точки пересечении «транспирационной трапеции» с осью pF. Последняя на оси pF нам знакома – это точка устойчивого завядания растений. Первая же, в начале координат, отражает условия полного насыщения почвы водой. Основная масса сельскохозяйственных растений – мезофиты, и обычно они не способны переносить недостаток воздуха в почве. При недостатке воздуха в почве их транспирация близка к нулю. Но по мере иссушения почвы и появления в ней все большего количества воздуха относительная транспирация все увеличивается, достигая значения, равного единице – а это условия оптимальной водообеспеченности растений

Указанная точка перелома на транспирационной трапеции соответствует давлению входа воздуха в почвенное поровое пространство, или давлению барботирования (Р_б). В этот момент капиллярные силы в крупных капиллярах уже не способны удерживать воду, вода выходит (дренируется) из этих капилляров, и в почве в достаточном для растений количестве появляется воздух. Для многих суглинистых почв эта величина, как указывалось в части VII, находится в диапазоне –35…–70 см водн. ст., но может колебаться в заметных пределах в зависимости от свойств почв.

Следующая область транспирационной трапеции – плато на уровне Тr/Tr₀, близком к 1. Эта область оптимальной обеспеченности растений почвенной влагой. В данной области устьица растений максимально открыты, растение способно активно регулировать свой водообмен на высоком уровне, повышая давление влаги в листьях и, соответственно, в корнях. Но, как мы указывали выше, лишь до определенного уровня. Этот уровень – вторая точка перелома на транспирационной трапеции. Ей соответствует значение «критического» давления влаги в почве (Р_кр). Весьма важная во всех отношениях величина. В теоретическом – именно при достижении «критического» давления прикрываются устьица, и растение вынуждено перестроить свой физиологический механизм на экономию влаги, не наращивая активно вегетативную массу. В практическом – при определении (наступлении) в почве указанной величины следует производить полив растений. Это основа для практики оросительных мелиораций. Для большинства растений-мезофитов Р_кр колеблется от –300 до –600 см водн. столба, т.е. от 2.5 до 2.78 единиц рF.

Последняя часть транспирационной трапеции – снижение Тr/Tr₀ от 1 до небольших величин – отражает процесс постепенного закрытия устьиц, ухудшения водного питания вплоть до прекращения транспирации и гибели растений. Строго говоря, нулевого значения транспирация растений не достигнет, даже в сухом состоянии через растение, как через безжизненный пористый фитиль, будет двигаться слабый поток из почвы в атмосферу. Но это уже не физиологический процесс транспирации, а чисто физический процесс.

Указанные точки характеризуют области практического управления водным питанием растений. Область давлений влаги от 0 до Р_б ( от полного насыщения до давления входа воздуха) – область применения осушительных мелиораций, когда из почвы требуется убрать избыток воды с помощью дренажа. Область давлений влаги ниже критического – область применения обводнительных мелиораций, когда требуется следить за давлением влаги в почве и подавать воду при наступлении критического давления влаги. Постоянно же следить за давлением влаги в почве можно с помощью тензиометров, и в момент достижения Р_кр осуществлять полив. Данный подход составляет научные основы управления водным питанием растений. Для этого необходимо еще знать, от каких факторов и в какой степени зависит Р_кр.

4.Зависимость критического давления от различных факторов

При оценке изменения Р_кр под действием различных факторов следует помнить, что величина Р_кр определяет подток влаги к корням растений в основном через снижение влагопроводности почвы. Иначе говоря, следует учитывать и функцию влагопроводности при рассмотрении влияния почвенных факторов на величину Р_кр.

· Почвенные факторы

Величина Р_кр будет снижаться при утяжелении гранулометрического состава. Это объясняется различием в виде функций влагопроводности для песчаных и суглинистых почв.

Вспомним что коэффициент влагопроводности для области давлений влаги –300… –600 см водн. столба для суглинистых почв выше, чем для песчаных. Следовательно, и поток влаги к корням растений в суглинистой почве будет выше при одном и том же давлении влаги. Поэтому, растение начнет снижать транспирацию в суглинистых почвах при более низком давлении влаги. В суглинистых почвах имеется более широкий диапазон оптимального водного питания растений, что связано, в основном, с особенностями функции влагопроводности для почв различного гранулометрического состава.

· Метеорологические

Метеорологические факторы учитываются в величине Тr₀: чем больше скорость ветра, сухость атмосферы, тем выше Тr₀. Казалось бы, метеоусловия, их напряженность не должны оказывать влияния на вид транспирационной трапеции. Однако, , при увеличении напряженности метеоусловий растения начинают снижать транспирацию раньше, при большей (с учетом знака) величине капиллярно-сорбционного давления влаги в почве.

Указанная зависимость Р_кр от метеоусловий связана, прежде всего, с определенной «инерционностью» растений по сравнению с изменением метеоусловий. В природе нередко при суховеях наблюдается завядание растений при полном достатке воды в почве: так называемая «атмосферная засуха».

· Биологические

Вполне понятно, что биологические особенности растений в отношении их засухоустойчивости будут совершенно определенно связаны с Р_кр : для ксерофитов будут свойственны самые низкие величины Р_кр , гигрофитам – самые высокие, а мезофиты будут занимать промежуточное положение. В данном разделе мы кратко остановимся лишь на вопросе влияния концентрации корней на величину Р_кр.

Корневые системы исследовать весьма сложно. Но в традициях почвоведов – для характеристики условий жизнедеятельности растений всегда оценивать массу или длину корней. В данном случае, учитывая, что корни потребляют влагу по всей своей длине, будем пользоваться концентрацией корней в виде «длина корней в единице объема почвы», [см/см³]. Исследования показали, что при увеличении концентрации корней, Р_кр снижается т.е. растения с более развитой корневой системой при прочих равных условиях имеют более широкий диапазон оптимального водного питания. Более того, сама величина Р_кр связана с концентрацией корней в определенном диапазоне характерной, близкой к степенной, зависимостью, которая в полулогарифмических координатах близка к линейной

Такой вид зависимости однозначно указывает, что в определенном диапазоне концентраций корней рост корневых систем будет способствовать улучшению водного питания растений, о чем, впрочем, говорит весь опыт практического земледелия, лесоводства.

ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

«ДВИЖЕНИЕ ВЛАГИ В СИСТЕМЕ «ПОЧВА–РАСТЕНИЕ–АТМОСФЕРА»

1. Оценка движения влаги в системе «почва–растение–атмосфера» возможна с использованием потенциалов (давлений) влаги в почве, корнях, листьях и атмосфере. Поток влаги через растение (транспирация, Тr) возможна лишь при условии Р_п> Р_к> Р_л>Р_а (с учетом отрицательного знака полных давлений влаги).

2. Относительная транспирация, в виде отношения актуальной транспирации к потенциально возможной в данных метеоусловиях при оптимальном водном питании (Тr/Тr₀), является показателем влагообеспеченности растений. Ее зависимость от давления влаги в почве – «транспирационная трапеция» – имеет две характерные точки: до давления входа воздуха в почву (Р_б) растения имеют пониженную транспирацию за счет избытка воды, а при давлениях влаги ниже «критического» (Р_кр) растения испытывают недостаток влаги, транспирация снижается за счет деятельности устьичного аппарата, взаимосвязанно снижается и продуктивность растений. Область давлений влаги от Р_б до Р_кр – область оптимального водного питания.

3. «Критическое давление» влаги в почве повышается (т.е. уменьшается диапазон оптимального водного питания растений) при облегчении гранулометрического состава, увеличении напряженности метеоусловий (увеличении Тr₀), снижении концентрации корней.

Литература

С у д н и ц ы н И. И. Движение почвенной влаги и водопотребление растений. М.: Изд-во Моск.ун-та, 1979. 253 с.

С л е й ч е р Р. Водный режим растений. М.: Мир, 1970.

Физика среды обитания растений. Л., 1968. 304 с.