Кауричев И.С., Гречин И.П. (ред.) Почвоведение

Подождите немного. Документ загружается.

их от поверхности почвенных частиц. Отжимающее усилие и рассматри-

вается как проявление осмотического давления. В почвенной толще вода

передвигается от участков с низкой концентрацией раствора к участку

с болеее высокой концентрацией. Ричарде (1961), подчеркивая свойство

раствора большей концентрации вызывать передвижение к себе воды

из раствора меньшей концентрации, Предложил называть осмотическое

давление всасывающим давлением раствора.

Менисковые, или капиллярные, силы обусловливаются поверхностным

натяжением воды. Молекулы поверхностного слоя воды находятся под

влиянием односторонне направленного притяжения, которое оказывает

давление на всю массу жидкости. Для воды оно достигает 11 тыс. атм.

(А. А. Роде, 1965). Вследствие этого поверхность воды обладает некото-

рым количеством свободной поверхностной энергии, величина которой

пропорциональна поверхности жидкости. Так как свободная энергия

стремится к наименьшему значению, то это выражается в стремлении

к максимальному уменьшению поверхности жидкости.

Вода хорошо смачивает большинство тел. Явление смачивания вы-

зывает искривление поверхности жидкости у стенок сосуда, в который

заключена вода. Если сосуД имеет большой диаметр, то значительная

часть поверхности остается плоской, а искривляется в силу смачивания

только край ее. В сосудах с малым диаметром искривление поверхности

жидкости у стенок вызывает образование мениска, имеющего для воды

вогнутую форму. Мениски образуются лишь в трубках с очень малым

поперечником (капиллярах). Чем меньше диаметр капилляра, тем боль-

ше кривизна мениска.

Искривление поверхности ведет к изменению поверхностного давле-

ния. Оно уменьшается при образовании вогнутого мениска и увеличивает-

ся при .образовании мениска выпуклой формы (для несмачивающих

жидкостей). С уменьшением поверхностного давления в менисках тонких

пор связана высота капиллярного поднятия жидкости.

Высота капиллярного поднятия воды обратно пропорциональна

радиусу капилляра:

где Я—высота капиллярного поднятия;

а—величина поверхностного натяжения воды (74 дин/см);

г — радиус капилляра;

—

ускорение силы тяжести.

Гравитационные силы главным образом влияют на влагу, сосре-

доточенную в крупных порах почвы.

В природных условиях влияние отдельных сил на почвенную влагу

очень сложно разграничивается. Для характеристики совокупности сил

различной природы введено понятие термодинамического потенциала поч-

венной влаги. Полный термодинамический потенциал почвенной влаги

является суммой четырех частных потенциалов: осмотического, гравита-

ционного, капиллярно-сорбционного и пневматического, или потенциала

внешнего газового давления.

Почва, полностью насыщенная влагой и не содержащая солей, имеет

потенциал почвенной влаги, равный нулю. По мере иссушения потенциал

возрастает и почва приобретает способность при соприкосновении с чис-

той водой поглощать ее, всасывать в себя. Такая способность Получила

название сосущей силы почвы (В. Г. Корнев).

Сосущая сила почвы измеряется в сантиметрах водного столба или

атмосферах. Для сухой почвы сосущая сила достигает огромной величи-

ны—

см водного столба или 10

атмосферы. В связи с тем что поль-

зоваться величинами такого порядка неудобно, Скофильд (1935) пред-

ложил заменить величины сосущей силы их логарифмами. Он

150

рассматривал cdcyiuyio силу как величину свободной энергии данной

почвы, выраженную в единицах давления

—

сантиметрах водного столба.

Обозначив свободную энергий символом F, Скофильд предложил лога-

рифм этой величины обозначить симвблом pF. Следовательно,

pF —

это

логарифм всасывающего давления. ПрИ свободной энергии, соответст-

вующей одной атмосфере (1033 см водного столба), pF равен 3. У пол-

ностью насыщенной водой почвы pF=0.

По мере иссушения почвы величина pF стремится к своему верхнему

пределу, равному 7 (табл. 59).

ТАБЛИЦА 59

Воднб-фиЗические свойства верхних горизонтов нескольких почв И отвечающие им

величины pF (по С И. Долгову, 1948)

Почва

Подзолистая суглини-

стая

Чернозем тучный глини-

стый

Краснозем

Наименьшая влагоемкость

ность, в %

22,0

40,7

49,5

всасывающее

давление,

в атм.

0,55

0,40

0,14

2,74

2,60

2,15

Влажность эавядания

ность, в %

8,6

23,8

23,1

всасывающее

давление,

в атм.

9,1

21,6

34,6

3,96

4,33

4,54

Почвенная влага, находящаяся под влиянием разнообразных сил,

очень неоднородна. Она удерживается с различной силой, характери-

зуется разной подвижностью, обладает Неодинаковыми свойствами. По

современным воззрениям почвенную воду принято делить на категорий,

формы и виды (А. А. Роде, 1965).

Выделяются следующие основные категории почвенной влаги, раз-

личающиеся между собой прочностью связи с твердой фазой почвы и сте-

пенью подвижности.

Кристаллизационная (конституционная) влага

—

отличается ис-

ключительно высокими прочностями связей и полной неподвижностью.

Твердая влага

—

лед. Неподвижная влага.

Парообразная влага

—

передвигается в форме водяного пара от

участков с высокой абсолютной упругостью к участкам с более низкой

упругостью; может пассивно передвигаться с током воздуха.

Прочносвязанная влага

—

весьма прочно удерживается адсорб-

ционными силами, Присущими почвенным частицам, образует на поверх-

ности последних тонкую пленку толщиной в 2—3 молекуле воды. Мо-

жет передвигаться только в парообразном состоянии.

Рыхлосвязанная влага удерживается на поверхности тонких пле-

нок прочно связанной воды силой ориентированных молекул (диполей

воды),

а также за счет гидратирующей способности обменных катионов.

Образует вокруг почвенных частиц пленку, толщина которой может

достигать десятков молекулярных диаметров воды. Передвигается под

влиянием сорбционных сил.

6. Свободная влага не связана силами притяжения с почвенными

частицами, передвигается под влиянием капиллярных и гравитацион-

ных сил.

Свободная влага делится на три формы

—

подвешенная, подпертая

гравитационная и свободная гравитационная. Для подвешенной формы

влаги характерно отсутствие гидрологической связи с постоянным или

временным водоносным горизонтом. Подпертая гравитационная влага

удерживается в силу близкого залегания грунтовых вод, подпирающих

снизу воду в капиллярах и более крупных порах почвы. Свободная грави-

,151

тационная влага находится преимуществен-

но в крупных порах почвы и передвигается

исключительно под влиянием силы тяжести.

Подвешенная форма почвенной влаги

встречается в четырех видах

—

стыковая

капиллярно-подвешенная, внутриагрегат-

Рис.

21.

Водная манжета (сты-

ная

капиллярно-подвешенная, насыщающая

ковая вода) между шарообраз- капиллярно-подвешенная, сорбционно зам-

ными частицами (по А. А. Ро- кнутая (А. А. Роде, 1965).

де

' Стыковая капиллярно-подвешенная

влага находится в виде разобщенных скоп-

лений вокруг точек соприкосновения твердых частиц (рис. 21); характе-

ризуется отсутствием гидростатической сплошности, удерживается ка-

пиллярными силами.

Внутриагрегатная капиллярно-подвешенная влага находится в ка-

пиллярах, пронизывающих агрегаты; удерживается капиллярными

силами.

Насыщающая капиллярно-подвешенная влага целиком заполняет

тонкие поры почвы, удерживается капиллярными силами и силами сма-

чиваемости первоначально сухой почвы.

Сорбционно замкнутая влага находится в виде микроскоплений в не-

капиллярных порах, изолированных перемычками и пробками из связан-

ной воды; удерживается сорбционными силами.

Подпертая гравитационная форма влаги делится на два вида

—

подперто подвешенная капиллярная и подпертая капиллярная.

Подперто подвешенная капиллярная влага находится в мелкопо-

ристых слоях почвы, подстилаемых более легкими по механическому

составу и более крупнопористыми слоями; удерживается капиллярными

силами.

Подпертая капиллярная влага находится в капиллярах, подпира-

емых грунтовыми водами или верховодкой; удерживается капиллярны-

ми силами.

Свободная гравитационная влага также встречается в двух видах

—

просачивающаяся и влага водоносных горизонтов.

Просачивающаяся — свободная гравитационная влага, которая пе-

редвигается в состоянии нисходящего тока под влиянием силы тяжести.

Влага водоносных горизонтов удерживается вследствие непрони-

цаемости водоупорного слоя.

Границы значений влажности, характеризующие пределы появления

различных категорий и форм почвенной влаги, называются почвенно-

гидрологическими константами. А. А. Роде (1965) рассматривает

почвенно-гидрологические константы как точки на шкале влажности поч-

вы,

при которых количественные изменения в подвижности влаги пере-

ходят в ее качественные отличия. В агрономической практике величина-

ми почвенно-гидрологических констант характеризуются пределы

доступности влаги для растений. Выделяют пять основных почвенно-

гидрологических констант, которые выражают в процентах от веса или

объема почвы.

Максимальная адсорбционная влагоемкость (МАВ)—наиболь-

шее количество прочносвязанной воды, удерживаемое силами адсорбции;

влага недоступна для растений.

Максимальная гигроскопичность (МГ) — наибольшее количество

влаги, которое почва может сорбировать из воздуха, почти насыщенного

водяным паром (при относительной влажности воздуха более 94%);

влага, недоступная растениям.

Почвенная влажность устойчивого завядания растений (ВЗ) —

влажность, при которой растения начинают обнаруживать признаки за-

СО

152

вядания, не исчезающие при перемещении в атмосферу, насыщенную во-

дяными парами; нижний предел доступности растениям влаги.

Наименьшая, или полевая, влагоемкость (НВ) — наибольшее

количество капиллярно-подвешенной влаги; верхний предел доступной

для растения воды.

Полная влагоемкость, или полная водовместимость (ПВ),

—

наи-

большее количество влаги, которое может содержаться в почве при усло-

вии заполнения всех пор; сумма прочносвязанной, рыхлосвязанной

и свободной воды в почве.

ВОДНЫЕ СВОЙСТВА ПОЧВ

Важнейшими водными свойствами почв являются водоудерживаю-

щая способность (сорбция воды), влагоемкость, водопроницаемость и во-

доподъемная способность.

Сорбция воды (способность поглощать влагу) тем сильнее прояв-

ляется в почве, чем больше степень ее дисперсности. Сорбция зависит

от механического, минералогического и химического состава почвы,

а также от ее гумусированности. Различают три вида сорбции

—

хемо-

сорбцию, сорбцию парообразной воды и адсорбцию жидкой влаги.

Хемосорбция протекает при образовании новых соединений почвы,

в состав которых входят молекулы воды. Энергия поглощения при хемо-

сорбции исключительно велика, и сорбированная влага закрепляется

весьма прочно.

Почва из всех газов и паров, соприкасающихся с ее частицами, не-

зависимо от парциального давления, наиболее энергично поглощает

пары воды, так как последние лучше других «смачивают» почву и тем

самым максимально уменьшают свободную энергию твердых частиц.

Свойство почвы сорбировать парообразную влагу называется гигро-

скопичностью, а поглощенная влага получила название гигроскопиче-

ской (Г). Гигроскопическую влажность выражают в процентах от веса

абсолютно сухой почвы. Количество сорбируемого водяного пара зависит

от влажности воздуха, с которым соприкасается почва. Чем больше воз-

дух насыщен парами воды, тем больше влаги сорбируется почвой. При

низкой относительной влажности воздуха (20—40%) образуется моно-

слой сорбированной влаги; при дальнейшем насыщении воздуха парами

воды количество сорбируемой влаги увеличивается. Когда относительная

влажность воздуха приближается к 100%, почва насыщается водой до

условной величины, называемой максимальной гигроскопичностью (МГ),

которая выражается в процентах к сухой почве.

Величина гигроскопичности зависит от дисперсности, минералогичес-

кого состава, гумусированности и состава обменных оснований почвы.

ТАБЛИЦА 60

Гигроскопичность и максимальная гигроскопичность почв в зависимости от их

механического состава и гумусированности

Почва

Чернозем обыкновенный

среднемощный тяже-

лосуглинистый на лёс-

совидных отложениях

(Саратовская область)

Дерново-сильноподзоли-

стая легкосуглинистая

на моренных отложе-

ниях (Московская об-

ласть)

Генети-

ческий

горизонт

В,

Вг

Глубина

взятия об-

разца, в см

2—12

30—40

57—67

140—150

2—14

36-46

60—70

74—84

Содержа-

ние

илистых

частиц,

в %

34,92

33,56

33,14

24,56

7,59

2,87

22,44

16,52

Содержа-

ние

гумуса,

в %

6,65

4,92

1,87

0,50

2,45

0,29

0,49

0,08

Г, в %

5,19

5,07

4,12

2,71

1,68

0,90

3,25

2,67

МГ,

в %

8,88

8,84

8,22

6,37

3,98

2,08

6,97

5,65

153

Чем тяжелее почва по механическому составу, чем больше содержится

в ней коллоидных частиц и чем больше гумуса, тем выше ее гигроско-

пичность (табл. 60). Более гумусированные горизрнты почвы отличают-

ся большей гигроскопичностью.

Влияние минералогического состава на сорбцию водяных паров осо-

бенно ярко проявляется при высокой относительной влажности (более

95%):

монтмориллонит сорбирует влаги больше, чем иллит и каолинит.

Между гигроскопичностью и емкостью обмена почв обнаруживается

закономерная зависимость: по мере увеличения емкости поглощения уве-

личивается содержание гигроскопической влаги (табл. 61).

ТАБЛИЦА 61

Содержание гигроскопической влаги в почвах

(по С. Н. Алешину,

Почва

Среднеподзолистая

Серая лесная

Выщелоченный чернозем

Обыкновенный чернозем

с различной

1936)

емкостью

Емкость обмена,

в м.-экв. на 100 г

почвы

8,32

21,02

38,33

54,41

обмена

Г,

1,90

2,68

5,04

7,17

Состав поглощенных катионов также оказывает влияние на количе-

ство сорбированной воды. Однако сорбция водяных паров в большей

степени обусловливается ориентацией диполей воды на поверхности гли-

нистых минералов, чем гидратацией обменных катионов.

Энергия поглощения почвой водяных паров составляет 700—

1400 эрг/см

(И. Н. Антипов-Каратаев, 1947). Поэтому гигроскопическая

влага относится к категории прочно связанной, недоступной растениям.

Сорбция водяных паров при высокой относительной влажности воз-

духа (более 80%) сопровождается капиллярной конденсацией. Послед-

няя проявляется на стыках между почвенными частицами, где скапли-

вается сорбированная влага. Конденсация происходит по той причине,

что упругость пара над вогнутой поверхностью меньше, чем над плоской.

Почва, насыщенная влагой до состояния максимальной гигроско-

пичности, при соприкосновении с водой сохраняет способность притяги-

вать новые порции ее. Такая сорбированная влага удерживается поч-

венными частицами с меньшей силой, чем гигроскопическая, и поэтому

она получила название рыхлосвязанной воды (рис. 22).

Вследствие сорбции паро-

образной и жидкой влаги на

поверхности почвенных частиц

образуется водная оболочка.

Непосредственно к почвенным

частицам примыкает слой

прочно связанной влаги толщи-

ной около двух диаметров мо-

лекул воды (А. А. Роде, 1965).

Остальная оболочка, толщиной

до сотен молекулярных диа-

метров, состоит из рыхлосвя-

занной влаги, удерживаемой

силами последовательной ори-

Рис.

22. Сорбция воды почвой (по Н. А. Ка-

ента

ии

полей

во

„

чиненому)- Процесс многослойной

/ - почвенная частица, 2 - слой прочно связанной. СОрбцИИ ВЛЗГИ Протекает Не-

строго ориентированной воды; 3

—

слой рыхлосвя- ОДИНЭКОВО ДЛЯ ПОЧВ рЗЗНОГО

занной. слабо ориентированной воды; 4 - вода ка-

меХ

аНИЧеСКОГО СОСТЭВа. В ПвС-

пиллярноя конденсации.

чаных почвах, имеющих малую удельную поверхность ц большой размер

пор,

многослойная сорбция дает пленку рыхлосвязанной воды толщиной

в сотни молекулярных диаметров, тогда как в суглинистых и глинистых

почрах, где частицы имеют большую удельную поверхность, а величина

пор малая, сорбированная влага растекается по большей поверхности,

но образует малое число (8—10) молекулярных слоев.

Важной гидрологической характеристикой является влажность ус-

тойчивого завядания растений.

Влажность устойчивого завядания (ВЗ) представляет такой запас

воды в почве, который считается недоступным растениям.

Этот показатель имеет важнейшее практическое значение, так как

позволяет вычислить полезный запас воды в почве. Влажность устойчи-

вого завядания зависит главным образом от механического состава,

плотности почвы, состава поглощенных катионов, засоленности.

д ТАБЛИЦА 62

Зависимость влажности устойчивого завядания растений от плотности пахотного слоя

и механического состава почв (в объемных процентах) (метод проростков, по

И. Б. Ревуту, В. Г. Лебедевой, Н. А. Абрамову, 1962)

ОЗъемный вес (г/см

)

1,0

1,1

1,2

1,3

1,4

1,5

1,6

Дерново-слабоподзоли-

стая супесчаная

3,8

4,3

4,8

5,1

6,0

5,8

6,4

Дерново-слабоподэоли-

стая тяжелосуглинистая

10,7

13,0

13,2

14,6

15,4

16,8

18,6

Чернозем мощный

тяжелосуглинистый

13,7

16,8

18,6

19,6

20,4

22,4

22,9

Данные таблицы 62 показывают, что с увеличением плотности вели-

чина влажности устойчивого завядания значительно повышается, осо-

бенно в почвах, тяжелых по механическому составу. Черноземы при

одинаковом механическом составе и плотности содержат больше недо-

ступной влаги, чем дерново-подзолистые почвы.

Влажность устойчивого завядания растений зависит не только от

свойств почвы, но и от биологических особенностей растений и их воз-

раста.

ТАБЛИЦА 63

Влажность устойчивого завядания для различных видов растений

(по Д. В. Федоровскому, 1948)

Растение

Огурцы

Лен

Пшеница

Солерос

Влажность устойчивого Завядания.

в % от веса

сухой почвы

чернозем обыкновенный

тяжелосуглинистый

16,50

15,16

14,20

14,13

подзолистая супесчаная

почва

3,87

4,08

2,52

3,93

Как видно из таблицы 63, на одной и той же почве предел доступно-

сти влаги для различных растений меняется.

Влагоемкость

—

способность почвы удерживать влагу, поступающую

извне. По мере поступления воды в сухую почву происходит адсорбция

паров из воздуха. Процесс адсорбции в дальнейшем сменяется капил-

лярным впитыванием.

155

В зависимости от сил, удерживающих влагу в почвах, различают

капиллярную, наименьшую (полевую) и полную влагоемкости.

Капиллярная влагоемкость представляет собой запас влаги, удержи-

ваемой над уровнем грунтовых вод капиллярными (менисковыми) сила-

ми.

Она выражается в процентах от веса или объема почвы. Величина

капиллярной влагоемкости, помимо мощности слоя, зависит от того, на

какой высоте от зеркала грунтовых вод находится слой почвы: чем мень-

ше эта высота, тем больше капиллярная влагоемкость. Величина капил-

лярной влагоемкости зависит от общей и капиллярной скважности, а так-

же от плотности почвы. С капиллярной влагоемкостью связано важное в

агрономической практике понятие капиллярной каймы. Капиллярной

каймой называется весь слой подпертой влаги между уровнем грунтовых

вод и верхней границей фронта смачивания почвы.

Наименьшая влагоемкость соответствует такой влажности, которая

сохраняется в почвогрунте, не испытывающем капиллярного подтока вла-

ги после стекания избыточной воды, поступающей к поверхности почвы.

Это максимальное количество воды, фактически удерживаемое почвой

в природных условиях в состоянии равновесия, когда устранено испаре-

ние и дополнительный приток воды. Величина наименьшей влагоемкости

зависит от механического, минералогического и химического состава поч-

вы,

ее плотности и скважности.

Когда в почве все поры заполнены водой, наступает состояние увлаж-

нения, называемое полной влагоемкостью или водовместимостью. При

полной влагоемкости влага в почве, находящаяся в крупных промежут-

ках между твердыми частицами, непосредственно удерживается зеркалом

грунтовых вод или водоупорным слоем. Практически в почвах, насыщен-

ных водой до состояния полной влагоемкости, содержится 5—8% защем-

ленного воздуха. Учитывая это, водовместимость можно рассчитать по

общей пористости почвы за вычетом объема защемленного воздуха.

Если отсутствует водоупорный слой и влага в толще почвы не подпи-

рается грунтовыми водами, излишек воды сверх уровня полевой влагоем-

кости стекает, «проваливается» в глубокие горизонты. Разница между

полной и полевой влагоемкостью называется максимальной водоотдачей.

Водопроницаемость

—

способность почвы воспринимать воду и пере-

двигать ее вниз под влиянием силы тяжести. Различают две стадии водо-

проницаемости— впитывание и фильтрацию. Когда поры почвы лишь

частично заполнены водой, тогда при поступлении воды наблюдается ее

впитывание в толщу почвогрунта; когда почвенные поры полностью на-

сыщены водой, происходит фильтрация воды, то есть движение в услови-

ях сплошного потока жидкости.

В природных условиях чаще наблюдается движение влаги при не-

полном насыщении пор водой. Фильтрация может проявляться лишь при

выпадении большого количества осадков, при бурном снеготаянии или

при орошении большими нормами. Водопроницаемость почвы измеряется

объемом воды, протекающей через единицу площади поперечного сечения

в единицу времени.

Количество впитывающейся или фильтрующейся воды зависит от

гидравлического напора — высоты столба жидкости, поступающей в поч-

ву, и температуры воды. Для стадии фильтрации водопроницаемость под-

чиняется закону Дарси:

Q = KTH,

где Q—объем воды, протекающей через единицу площади поперечного

сечения;

К— коэффициент фильтрации;

ГН— градиент гидравлического напора.

Водопроницаемость почв прямо пропорциональна пористости почв

и обратно пропорциональна удельной поверхности почвенных частиц. Она

156

также зависит от формы почвенных пор, обусловливающей соотношение

связанной и стыковой влаги в почве. Водопроницаемость заметно изме-

няется на почвах разного механического состава: в тяжелых по механи-

ческому составу почвогрунтах водопроницаемость при прочих равных ус-

ловиях меньше, чем в легких. Водопроницаемость окультуренных почв,

отличающихся высокой скважностью, обычно выше, чем у целинных и не-

окультуренных распыленных почв.

На водопроницаемость оказывает большое влияние состав поглощен-

ных оснований почвы. При содержании значительных количеств погло-

щенного натрия почвы быстро набухают и становятся практически непро-

ницаемыми для воды.

Перемещение влаги в почвах, находящихся в условиях очень невы-

сокого увлажнения, происходит термоосмотически, то есть по весьма тон-

ким пленкам.

Водопроницаемость в почвенной толще характеризуется различной

скоростью. Для каждого интервала времени можно рассчитать среднюю

скорость влаги, инфильтрующейся вниз по профилю почвы:

s-t

где Q — расход воды, в куб. см;

S — площадь поперечного сечения, в кв. см;

t — время в минутах (или часах, секундах).

Для стадии впитывания v означает скорость впитывания в ——

мин

(или -^-), для стадии фильтрации v означает скорость фильтрации.

V мин/

Н. А. Качинским предложена градация почв по водопроницаемости.

Если почва пропускает за час более 1000 мм воды при напоре воды 5 см

и температуре последней 10°, водопроницаемость считается провальной,

от 1000 до 500 мм

—

излишне высокой, от 500 до

100 —

наилучшей, от 100

до 70

—

хорошей, от 70 до 30

—

удовлетворительной, менее 30 мм

—

не-

удовлетворительной.

Скорость фильтрации со временем снижается. Уменьшение ее зави-

сит от механического состава, водопрочности агрегатов, плотности сло-

жения и солонцеватости.

Водопроницаемость сильно меняется по профилю почвы в зависимо-

сти от различий в механическом составе отдельных слоев. Когда почвы

развиты на легких по механическому составу породах, подстилаемых тя-

желыми отложениями, водопроницаемость резко снижается в подстилаю-

щей породе. На тяжелых породах, подстилаемых песчаными отложения-

ми,

водопроницаемость, наоборот, сильно возрастает в нижнем слое.

Водоподъемная способность

—

способность Почвы вызывать капил-

лярный подъем влаги. Стенки почвенных капилляров хорошо смачивают-

ся водой, вследствие чего в них создаются вогнутые мениски, на поверх-

ности которых развивается поверхностное натяжение. Величина последне-

го зависит от радиуса капилляров. Водоподъемная способность зависит

от агрегатности, механического состава и сложения почвы, определяющих

пористость почв. Чем тоньше поры почв, тем выше поднимается в них во-

да (табл. 64).

В природных условиях максимальная высота капиллярного подъема

значительно ниже (для песчаных почв

—

0,5—0,7 м, для суглинистых

—

3—6 м). Это объясняется неоднородностью поровых пространств и нару-

шением сплошности капиллярных отверстий в профиле почвы. В тонко-

пористых почвах высота капиллярного подъема уменьшается по причине

заполнения поровых пространств связанной водой.

Большое практическое значение, кроме высоты капиллярного подъ-

ема, имеет скорость этого процесса. Скорость капиллярного подъема

157

ТАБЛИЦА Ц

Расчетная высота капиллярного подъема воды в зависимости от радиуса пор

(по П. В. Вершинину и В. П. Константиновой, 1935)

Радиус пор,

в см

5-Ю-

2-Ю-

Ю-

Высота подъема

воды, в м

0,003

0,007

0,015

Радиус пор,

си

ю-

Высота подъема

воды, в м

0,149

1,490

14,860

Радиус пор,

в см

10-

ю-»

ю-

Высота подъема

воды, в м

148,6

1486,0

14860,0

в значительной степени зависит от радиуса капилляров почвы, а так-

же от вязкости воды, обусловливаемой ее температурой. Если высота ка-

пиллярного подъема с уменьшением радиуса капилляров возрастает, то

скорость подъема уменьшается (табл. 65).

ТАБЛИЦА 65

Скорость подъема воды (в см/час) на колонках из кварцевого песка различной

крупности (по А. А. Роде, 1965)

Механические фракции, в мм

0,1—0,05

0,05—0,01

0,01—0,005

0,005—0,002

<0,002

12,5

4,6

0,4

Высота, в см

2,5 •

2,0

0,1

100

0,1

2,8

2,2

1,7

0,08

Скорость капиллярного подъема на разных урорнях неодинакова: по

мере поднятия капиллярной влаги скорость передвижения последней

уменьшается.

Степень минерализации грунтовых вод в значительной степени обус-

ловливает скорость капиллярного подъема. Засоленные грунтовые воды

в отличие от пресных характеризуются более высокими скоростями ка-

пиллярного поднятия.

Благодаря капиллярным явлениям и водоподъемной способности

почв грунтовые воды оказывают большое влияние на почвообразование

и развитие агрономических свойств почв. Влияние грунтовых вод на поч-

вообразование обусловливается их ролью в водном балансе, а также хи-

мическим воздействием растворенных в воде солей на процессы, проте-

кающие в почве. Грунтовые воды могут оказывать отрицательное влияние

на плодородие почв. В случае переувлажнения (в результате капиллярно-

го подтока влаги) в почвах развиваются восстановительные процессы,

приводящие к частичному или сплошному оглееванию их горизонтов.

Большая минерализация грунтовых вод может вызвать при их капилляр-

ном подъеме явление засоления почв.

ВОДНЫЙ РЕЖИМ ПОЧВ

Водным режимом называется совокупность всех явлений поступления

влаги в почву, ее передвижения, удержания в почвенных горизонтах

и расходования из почвы.

Основными источниками увлажнения почвы являются атмосферные

осадки и грунтовые воды. Влага в почве постоянно движется

—

расходу-

ется растениями, испаряется в воздух, передвигается в глубокие горизон-

15S

ты.

Временами наблюдается аккумуляция влаги в почве в результате

конденсации паров воды, восходящих TOKQB ИЗ глубоких горизонтов

и других статей водного баланса.

Водный баланс представляет собой количественное выражение вод-

ного режима почв. Водный баланс рассматривается как итог, учитываю-

щий начальные и конечные запасы влаги в почве и все статьи прихода

и расхода воды за определенный период. Учитывая основные статьи

прихода и расхода влаги в почве, общее уравнение водного баланса вы-

ражают формулой:

Во+О

+ В

+ Вк + Вн + Вб = Еясп+Е

+ В_ + Вл + Вс + Вь (1)

где В

— запас влаги в почве в начале наблюдения;

— сумма осадков за весь период наблюдения;

— количество влаги, поступающей из грунтовых вод;

— количество влаги, конденсирующейся из паров воды;

— количество влаги, поступающей в результате поверхностного

натека воды;

— количество влаги, поступающей от бокового притока почвен-

ных и грунтовых вод;

сп — количество влаги, испарившейся с поверхности почвы за весь

период наблюдения;

— количество влаги, расходуемой на транспирацию;

— влага, инфильтрующаяся в глубокие горизонты почвы;

— количество воды, теряющейся в результате поверхностного

стока;

— влага, теряющаяся при боковом внутрипочвенном стоке;

— запас влаги в почве в конце периода наблюдения.

Величина левой части уравнения

—

приходные статьи баланса, пра-

вой части

—

расходные.

В подавляющем большинстве случаев не наблюдается прогрессирую-

щего увлажнения или иссушения территории. В таких случаях уравнение

водного баланса равно нулю: приход и расход воды в почве равны между

собой.

Водный баланс характеризуется годовыми циклами, когда через го-

дичный период процессы поступления и расхода влаги повторяются.

Если в климате не наблюдается существенных изменений, запасы во-

ды в начальный и конечный периоды цикла можно принять за равные ве-

личины: B

=Bi. Для склоновых элементов рельефа количество влаги,

поступающей от бокового притока почвенных и грунтовых вод, равно ко-

личеству влаги, теряющейся при боковом стоке:

Вб

=В

. Количество кон-

денсирующейся в почве влаги по сравнению с другими статьями баланса

очень мало и в практических расчетах не принимается во внимание

(В

->0).

С учетом сделанных допущений уравнение водного баланса приобре-

тает следующий вид:

Ос + В

+ В

= Е

исп

+ Е

+ В

. (2)

Водный баланс может быть составлен применительно к разным поч-

венным слоям, всей толще почвы или до определенной глубины. Вычис-

ление водного баланса может быть выполнено в различных единицах. Ча-

ще всего запасы влаги, статьи прихода и расхода воды в почве вычисляют

в миллиметрах водного слоя или в кубометрах на 1 га.

Содержание влаги вычисляют отдельно для каждого генетического

горизонта почвы, так как объемный вес и влажность сильно изменяются

по различным слоям почвенного профиля. Запасы воды в отдельном гене-

тическом горизонте вычисляют по формуле:

В = а

•

ОВ

•

Н,

1S9