Клебанович Н.В. (сост.) Почвоведение и земельные ресурсы

Подождите немного. Документ загружается.

де, содержащейся в почве.

Максимальная молекулярная влагоемкость (ММВ) (по А. Ф. Лебедеву)

— характеризует верхний предел содержания в почвах рыхлосвязанной (пленоч-

ной) воды, т.е. воды, удерживаемой силами молекулярного притяжения на по-

верхности почвенных частиц. ММВ определяется в основном гранулометриче-

ским составом почв. В глинистых почвах она может достигать 25-30%, в песча-

ных - не превышает 5-7%. Увеличение запасов воды в почве сверх максимальной

молекулярной влагоемкости сопровождается появлением подвижной капилляр-

ной или даже гравитационной воды.

Максимальная молекулярная влагоемкость является важной почвенно-

гидрологической характеристикой. Сопоставление фактической влажности почвы

с максимальной молекулярной влагоемкостью дает возможность установить при-

сутствие в почве запаса доступной для растений воды (в случае превышения фак-

тической влажности над ММВ) или отсутствие таковой (при примерном совпаде-

нии этих величин), поскольку при влажности, соответствующей ММВ, запасы

доступной растениям воды в почве настолько малы, что они не могут удовлетво-

рить потребность растений в ней.

Капиллярная влагоемкость (KB) — наибольшее количество капиллярно-

подпертой воды, которое может удерживаться в слое почвы, находящемся в пре-

делах капиллярной каймы. Определяется она в основном скважностью почв и

грунтов. Кроме того. она зависит и от того, на каком расстоянии слой насыщен-

ной влаги находится от зеркала грунтовых вод. Чем больше это расстояние, тем

меньше КВ. При близком залегании грунтовых вод (1,5—2,0 м), когда капилляр-

ная кайма смачивает толщу до поверхности, капиллярная влагоемкость наиболь-

шая (для 1,5 м слоя среднесуглинистых почв 30—40%). KB не постоянна, так как

находится в зависимости от уровня грунтовых вод.

Наименьшая влагоемкость (НВ) — наибольшее количество капиллярно-

подвешенной влаги, которое может удержать почва после стекания избытка влаги

при глубоком залегании грунтовых вод. Термину наименьшая влагоемкость соот-

ветствуют термины полевая влагоемкость (ПВ), общая влагоемкость (0В) и пре-

дельная полевая влагоемкость (ППВ). Последний термин особенно широко ис-

пользуется в агрономической практике и в мелиорации; термин полевая влагоем-

кость широко распространен в иностранной литературе, особенно американской.

Наименьшая влагоемкость зависит главным образом от гранулометрическо-

го состава почв, от их оструктуренности и плотности (сложения). В почвах тяже-

лых по гранулометрическому составу, хорошо оструктуренных НВ почвы состав-

ляет 30—35, в почвах песчаных она не превышает 10—15%.

Наименьшая влагоемкость почв является очень важной гидрологической

характеристикой почвы. С ней связано понятие о дефиците влаги в почве, по НВ

рассчитываются поливные нормы.

Дефицит влаги в почве представляет собой величину, равную разности

между наименьшей влагоемкостью и фактической влажностью почвы. Оптималь-

ной влажностью считается влажность почвы, составляющая 70-100% наименьшей

влагоемкости.

Полная влагоемкость (ПВ) - наибольшее количество влаги, которое может

содержаться в почве при условии заполнения ею всех пор, за исключением пор с

защемленным воздухом, которые составляют, как правило, не более 5—8% от

общей порозности. Следовательно, ПВ почвы численно соответствует порозности

(скважности) почвы.

При влажности, равной ПВ, в почве содержатся максимально возможные

количества всех видов воды: связанной (прочно и рыхло) и свободной (капилляр-

ной и гравитационной). Можно сказать, что ПВ характеризует водовместимость

почв. Поэтому эту величину называют также полной водовместимостью. Зависит

она, как и наименьшая влагоемкость, не только от гранулометрического состава,

но и от структурности и порозности почв. Полная влагоемкость колеблется в пре-

делах 40-50%, в отдельных случаях она может возрасти до 80 или опуститься до

30%. Состояние полного насыщения водой характерно для горизонтов грунтовых

вод.

9.3. Почвенно-гидрологические константы

Несмотря на то, что разделение почвенной воды на категории (формы) ус-

ловно и ни одна из них не обладает абсолютной значимостью, можно выделить

определенные интервалы влажности, в пределах которых какая-то часть влаги об-

ладает одинаковыми свойствами и степенью доступности ее для растений.

Граничные значения влажности, при которых количественные измене-

ния в подвижности воды переходят в качественные отличия, называют поч-

венно-гидрологическими константами (рис. ). Основными почвенно-

гидрологическими константами являются: максимальная гигроскопичность,

влажность завядания, влажность разрыва капилляров, наименьшая влагоемкость,

полная влагоемкость. Почвенно-гидрологические константы широко использу-

ются в агрономической и мелиоративной практике, характеризуя запасы воды в

почве и обеспеченность растений влагой.

Максимальная гигроскопичность (МГ) – характеризует предельно-

возможное количество парообразной воды, которое почва может поглотить из

воздуха, почти насыщенного водяным паром. Характеристика этого вида воды

была дана выше. Максимальная гигроскопичность почв является важной почвен-

но-гидрологической характеристикой, величиной, достаточно постоянной.

Вода, находящаяся в почве в состоянии максимальной гигроскопичности, не

доступна растениям. Это «мертвый запас влаги». По максимальной гигроскопич-

ности приближенно рассчитывают коэффициент завядания растений – нижнюю

границу физиологически доступной для растений воды.

Влажность устойчивого завядания, или влажность завядания (ВЗ) –

влажность, при которой растения проявляют признаки устойчивого завядания, то

есть такого завядания, когда его признаки не исчезают даже после помещения

растения в благоприятные условия. Численно ВЗ равна примерно 1,5 максималь-

ной гигроскопичности. Эту величину называют также коэффициентом завядания.

Содержание воды в почве, соответствующее влажности завядания, является

нижним пределом доступной для растений влаги.

Влажность завядания определяется как свойствами почв, так и характером

растений. В глинистых почвах она всегда выше, чем в песчаных. Заметно возрас-

тает она и в почвах засоленных и содержащих большое количество органических

веществ, особенно неразложившихся, растительных остатков (торфянистые гори-

зонты почв). Так, в глинах ВЗ составляет 20-30%, в суглинках — 10-12, в песках –

1-3, у торфов — до 60-80%. Засухоустойчивые растения завядают при меньшей

влажности, чем влаголюбивые.

Влажность разрыва капилляров (ВРК). Капиллярно-подвешенная вода

при испарении передвигается в жидкой форме к испаряющей поверхности в пре-

делах всей промоченной толщи по капиллярам, сплошь заполненным водой. Но

при определенном снижении влажности, характерном для каждой почвы, восхо-

дящее передвижение этой воды прекращается или резко затормаживается. Потеря

способности к такому передвижению объясняется тем, что в почве при испарении

исчезает сплошность заполнения капилляров водой, т. е. в ней не остается систем

пор, сплошь заполненных влагой и пронизывающих промоченную часть почвен-

ной толщи. Эту критическую величину влажности М. М. Абрамова назвала влаж-

ностью разрыва капиллярной связи (ВРК).

Таким образом, влажность разрыва капилляров — это влажность, при кото-

рой подвижность капиллярной воды в процессе снижения влажности резко

уменьшается. Вода, однако, остается в мельчайших порах, в углах стыка частиц

(мениски стыковой влаги). Эта влага неподвижна, но физиологически доступна

корешкам растений.

ВРК называют также критической влажностью, так как при влажности ни-

же ВРК рост растений замедляется и их продуктивность снижается. В почвах и

грунтах эта величина варьирует довольно сильно, составляя в среднем около 50—

60% от наименьшей влагоемкости почв. На содержание воды, соответствующей

ВРК, помимо гранулометрического состава почв, существенное влияние оказыва-

ет их структурное состояние. В бесструктурных почвах запасы воды расходуются

на испарение значительно быстрее, чем в почвах с агрономически ценной струк-

турой. Поэтому в них влажность будет быстрее достигать ВРК, т. е. обеспечен-

ность влагой растений снижаться будет быстрее.

Почвенно-гидрологические константы, как и влагоемкость почв, выражают-

ся в процентах от массы или объема почв.

9.4. Водопроницаемость почв

Водопроницаемость почв — способность почв и грунтов впитывать и про-

пускать через себя воду, поступающую с поверхности. В процессе поступления

воды в почву и дальнейшего передвижения ее можно выделить 2 этапа: 1) погло-

щение воды почвой и прохождение ее от верхнего слоя к слою в ненасыщенной

водой почве; 2) фильтрацию воды сквозь толщу насыщенной водой почвы. При

этом первый этап представляет собой впитывание почвы и характеризуется ко-

эффициентом впитывания. Второй этап — это собственно фильтрация. Ин-

тенсивность прохождения воды в почвенно-грунтовой толще, насыщенной водой,

характеризуется коэффициентом фильтрации (рис. 9.3).

Рис. 9.3. Изменение водопроницаемости почвы во времени:

/ — чернозем обыкновенный; 2 — дерново-подзолистая почва; 3 — солонец

В природных условиях четко выделить отдельные этапы водопроницаемо-

сти практически невозможно. Значительно чаще при этом идет впитывание воды

почвой, фильтрация же имеет место только в случае выпадения большого количе-

ства осадков, при орошении большими нормами и при снеготаянии. Границей

между впитыванием почв и фильтрацией считают момент установления постоян-

ной скорости фильтрации.

Водопроницаемость почв находится в тесной зависимости от их грануло-

метрического состава и химических свойств почв, их структурного состояния,

плотности, порозности, влажности и длительности увлажнения. В почвах тяжело-

го гранулометрического состава она всегда (при прочих равных условиях) мень-

ше, чем в легких. Сильно снижает водопроницаемость почв присутствие набу-

хающих коллоидов, особенно насыщенных Na

или Mg

, поскольку при увлаж-

нении такие почвы быстро набухают и становятся практически водонепроницае-

мыми. Почвы оструктуренные, рыхлые характеризуются большими коэффициен-

тами впитывания и фильтрации.

Водопроницаемость почв измеряется объемом воды, который проходит че-

рез единицу площади поперечного сечения в единицу времени. Величина эта

очень динамичная и сильно варьирует как по профилю почв, так и пространст-

венно. Оценить водопроницаемость почв тяжелого механического состава можно

по шкале, предложенной Н. А. Качинским (1970):

Водопроницаемость (в Па) в 1-й час Оценка впитывания при напоре 5 см и темп.

воды 10°С

Свыше 1000 . .............. Провальная

1000—500 ................ Излишне высокая

500—100, выровненная по всей площади .......... Наилучшая

100—70 ................. Хорошая

70—30 ................. Удовлетворительная

<30 ................. Неудовлетворительная

В ненасыщенных водой почвах для количественной характеристики водо-

проницаемости почв пользуются коэффициентом водопроводимости, или влаго-

проводности. Он определяется как коэффициент пропорциональности между

скоростью потока воды и градиентом сил, вызывающих передвижение воды

(давление, гидравлический напор и т. п.). Коэффициент влагопроводности зависит

от влажности почв: увеличивается с увеличением ее влажности и достигает мак-

симума во влагонасыщенной почве. В этом случае его и называют коэффициен-

том фильтрации. Можно сказать, что коэффициент влагопроводности аналогичен

коэффициенту фильтрации, но применяется он для ненасыщенных водой почв.

9.5. Водоподъемная способность почв

Водоподъемная способность почв — свойство почвы вызывать восходящее

передвижение содержащейся в ней воды за счет капиллярных сил.

Высота подъема воды в почвах и скорость ее передвижения определяются в

основном гранулометрическим и структурным составом почв, их порозностью.

Чем почвы тяжелее и менее структурны, тем больше потенциальная высота подъ-

ема воды, а скорость подъема ее меньше (рис. 9.4). Ниже приведена водоподъем-

ная способность грунтов и почв в зависимости от гранулометрического состава

(В. А. Ковда, 1973):

Гранулометрический

состав

Водоподъемная спо-

собность, м

Гранулометрический

состав

Водоподъемная спо-

Собность, м

Крупный песок до 0,5 Суглинок средний 2,5-3,0

Средний песок 0,5-0,8 Суглинок тяжелый 3,0-3,5

Супесь 1,0-1,5 Глина тяжелая 4,0-6,0

Супесь пылеватая 1,5-2,0 Лессы 4,0-5,0

Так, в почвах при утяжелении их гранулометрического состава водоподъ-

емная сила будет сначала расти до определенного предела, а затем она начнет

уменьшаться.

Объясняется это тем, что капиллярная вода передвигается не во всем объе-

ме пор, а лишь в действующем их просвете (рис. 9.5). В любых порах по мере

уменьшения их радиуса капиллярные силы сначала будут расти в связи с увели-

чивающейся кривизной менисков, но в дальнейшем начнут падать.

При малом размере пор (1 мкм и менее) весь их внутренний просвет (или

большая его часть) заполнен связанной пленочной водой и активные действую-

щие поры либо совсем исчезают, либо просвет их становится настолько мал, что

всасывающая сила мениска компенсируется силами трения движущейся капил-

лярной воды о стенки пленок жидкости, сорбированной почвой, и передвижение

капиллярной воды, а следовательно, и капиллярного подъема происходить не мо-

жет. Вода в таких порах может передвигаться только как пленочная, т. е. очень

медленно. На скорость подъема воды оказывает влияние также степень минерали-

зации грунтовых вод. Высокоминерализованные воды характеризуются меньшей

высотой и скоростью подъема. Однако близкое к поверхности залегание минера-

лизованных грунтовых вод (1–1,5 м) создает опасность быстрого засоления почв.

Рис. 9.4. Общая схема высоты и скорости капиллярного поднятия воды в

почвах (по В. А. Ковде, 1973): 1 — глины, 2 — лессы; 3 — суглинки; 4 — супеси

и пески

Рис. 9.5. Капиллярные трубки (по А. А. Роде и В. Н. Смирнову, 1972):

а — со свободной водой; б — полностью заполненная связанной водой

9.6. Поведение и состояние воды в почве

Поведение воды в почве, ее физическое состояние, передвижение в профиле

по вертикали и горизонтали, ее доступность растениям, вообще говоря, подчиня-

ются очень сложным закономерностям статистического (вероятностного) харак-

тера и могут быть описаны в терминах различных методологических подходов:

водобалансового – изменения водозапасов почвы и приходорасходных статей

водного баланса; гидродинамического – скорости и плотности водных потоков в

почве; термодинамического – изменения термодинамических потенциалов поч-

венной воды.

Первый из указанных подходов наиболее широко используется в почвове-

дении и является традиционным в почвенных исследованиях, будучи основанным

на периодических измерениях почвенной влажности; второй больше всего принят

в почвенно-мелиоративных работах, когда инженеры имеют дело с потоками по-

даваемой в почву или отводимой из почвы воды. Термодинамический подход ин-

тенсивно разрабатывается в последнее время и сейчас рассматривается как наибо-

лее перспективный и теоретически обоснованный, поскольку он не только позво-

ляет описывать состояние и поведение воды в почве в данный момент времени в

наиболее обобщенном виде на базе фундаментальной физической теории, рас-

сматривая весь водообмен природных экосистем в единых терминах, но и допус-

кает количественный прогноз водообменных процессов, что особенно важно для

суждений о водообеспеченности и водопотреблении растений. На основе этого

подхода возможно автоматизированное управление водным режимом почв в ус-

ловиях искусственного увлажнения (орошения) или осушения (дренажа). В разра-

ботку этого подхода особенно большой вклад внесли такие ученые, как Л. А. Ри-

чардс, В. Р. Гарднер, Т. Дж. Маршалл, С. А. Тейлор, А. Д. Воронин.

Существо термодинамического подхода сводится к использованию понятий

полного и частных термодинамических потенциалов почвенной воды, поддаю-

щихся инструментальному измерению, т. е. количественной энергетической

оценке сил взаимодействия между водой и твердой фазой почвы.

9. 7. Потенциал почвенной воды

Поскольку вода в почве находится под одновременным сложным воздейст-

вием нескольких силовых полей – адсорбционных, капиллярных, осмотических,

гравитационных, – для характеристики их суммарного действия и оценки энерге-

тического состояния воды в почве введено понятие термодинамического, или

полного, потенциала почвенной воды.

Полный потенциал почвенной воды fV/) – это количество работы, Дж*кг

-1

которую необходимо затратить, чтобы перенести единицу свободной чистой воды

обратимо и изотермически из стандартного состояния So в то состояние Sn, в ко-

тором она находится в рассматриваемой точке почвы. Иными словами, эта вели-

чина выражает способность воды в почве производить большую или меньшую

работу по сравнению с чистой свободной водой. За стандартное состояние So при

этом принимается резервуар с чистой (без солей, т. е. с осмотическим давлением

П = 0) свободной (т. е. не подверженной влиянию адсорбционных и капиллярных

сил) водой при температуре То, высоте ho и давлении Ро. Потенциал почвенной

воды – величина отрицательная, поскольку необходима работа (положительного

знака) по его преодолению. Вместо понятия «потенциал» в почвоведении принято

использовать понятие «давление почвенной воды», которое измеряется в паскалях

Полный, или термодинамический, потенциал почвенной воды равен сумме

частных потенциалов, связанных с разными силовыми полями: адсорбционного;

капиллярного; осмотического; гравитационного; тензометрического давления.

Адсорбционный потенциал почвенной воды, или адсорбционное давление

(расклинивающее давление, по Б. В. Дерягину), возникает в процессе взаимодей-

ствия молекул воды с поверхностью твердой фазы почвы, в результате которого

вода сорбируется твердыми почвенными частицами в виде тонкой пленки. Возни-

кающий при этом потенциал прямо пропорционален работе десорбции воды и об-

ратно пропорционален поверхности твердой фазы и толщине адсорбированного

слоя.

Капиллярный потенциал почвенной воды, или ее капиллярное давление, воз-

никает на поверхности раздела между твердой, жидкой и газовой фазами почвы в

тонких капиллярах; он пропорционален работе по «отсасыванию» капиллярной

воды и обратно пропорционален изменению ее объема.

Осмотический потенциал почвенной воды, или ее осмотическое давление,

возникающий вследствие наличия в воде растворенных веществ, пропорционален

работе по удалению воды из раствора (например, через полупроницаемую мем-

брану, при помощи электродиализа) и обратно пропорционален изменению ее

объема.

Гравитационный потенциал почвенной воды, или гравитационное давление,

возникающий в почве под влиянием сил земного тяготения, пропорционален ра-

боте вертикального перемещения воды и опять-таки обратно пропорционален из-

менению объема воды.

Все перечисленные потенциалы могут быть оценены теми или иными мето-

дами, разработанными в физике почв, однако их непосредственное измерение

встречает существенные трудности. С целью преодоления экспериментальных

трудностей введено понятие о потенциале тензиометрического давления, который

можно непосредственно измерять с помощью тензиометров или иным методом

(криоскопическим, психрометрическим, гигроскопическим).

Потенциал тензиометрического давления, или потенциал давления поч-

венной воды, возникающий в результате совместного действия силовых полей в

почве на заключенную в ней воду, не считая гравитационное и осмотическое по-

ля, зависит от геометрии жидкой фазы (кривизны менисковых поверхностей),

давления в газовой фазе, геометрии твердой фазы (ее удельной поверхности) или

матрицы, содержания воды в почве. Потенциал тензометрического давления явля-

ется суммарной величиной и включает в себя два потенциала: пневматический и

капиллярно-сорбционный.

Пневматический потенциал почвенной воды – это приращение потенциала

давления в результате избытка давления в газовой фазе относительно стандартно-

го газового давления Ро.

Капиллярно-сорбционный потенциал почвенной воды, или матричный по-

тенциал (связанный с геометрией почвенной матрицы), — потенциал давления в

почвенном образце при данной влажности W и данном механическом давлении

ограничивающей его поверхности (Ре) при стандартном газовом давлении Р

, т. е.

при АРа = 0.

Потенциал или давление почвенной воды в сильной степени зависит от во-

досодержания почвы, причем каждая почва в зависимости от своего грануломет-

рического, минералогического и химического состава и сложения имеет свою

собственную характеристическую кривую зависимости давления почвенной воды

от влажности почвы, которая получила название кривой водоудерживания. Кри-

вая водоудерживания считается основной гидрофизической характеристикой поч-

вы (рис. 9.6). Часто эту кривую берут в форме h = f(θ) или pF = f(θ), где h — со-

сущая сила почвы (см. ниже); pF—десятичный логарифм /z; θ -=

Рис. 9.6. Зависимость давления почвенной воды (Р) от влажности почвы {W) (Зай-

дельман, 1983):

1 — горизонт Ар неоглеенной; 2 — глееватой; 3 — глеевой дерново-подзолистых

почв; 4 — горизонт В

неоглеенной; 6 — глееватой; 7 — глеевой почв

Чем меньше воды в почве, тем сильнее она удерживается твердой фазой,

тем ниже ее потенциал (больше абсолютное значение отрицательного давления

воды). Кривые водоудерживания показывают очень быстрый рост водного потен-

циала от крайне низких отрицательных значений давления вплоть до нуля в пол-

ностью насыщенной водой почве.

Наименьший полный потенциал почвенной влаги (наибольшее абсолютное

значение отрицательного давления порядка (2-5)-10

Па) отмечается для моноби-

молекулярных слоев адсорбированной воды (прочно связанная вода, «нераство-

ряющий объем» – часть гигроскопической воды). При давлении почвенной воды

ниже -10

Па, согласно И. И. Судницыну, вода в почве практически полностью

представлена двойным электрическим слоем мономолекулярной, биомолекуляр-