Ковда В.А., Розанов Б.Г. (ред.) Почвоведение. Часть 1 Почва и почвообразование

Подождите немного. Документ загружается.

влаги находится от зеркала грунтовых вод. Чем больше это

расстояние, тем меньше КВ. При близком залегании грунтовых

вод (1,5—2,0 м), когда капиллярная кайма смачивает толщу до

поверхности, капиллярная влагоемкость наибольшая (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 соответствуют термины

полевая влагоемкость (ПВ), общая влагоемкость (ОВ) и пре-

дельная полевая влагоемкость (ППВ). Последний термин осо-

бенно широко используется в агрономической практике и в мели-

орации; термин полевая влагоемкость широко распространен в

иностранной литературе, особенно американской.

Наименьшая влагоемкость зависит главным образом от гра-

нулометрического состава почв, от их оструктуренности и плот-

ности (сложения). В почвах тяжелых по гранулометрическому

составу, хорошо оструктуренных НВ почвы составляет 30—35,

в почвах песчаных она не превышает 10—15%.

Наименьшая влагоемкость почв является очень важной гид-

рологической 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.

Оптимальной влажностью считается влажность почвы, со-

ставляющая 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 (капиллярной 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 гранулометри-

ческого состава, но и от структурности и порозности почв. Пол-

ная влагоемкость колеблется в пределах 40—50%, в отдельных

случаях она может возрасти до 80 или опуститься до 30%.

Состояние полного насыщения водой характерно для горизонтов

грунтовых вод.

6.3. Почвенно-гидрологические константы

Несмотря на то что разделение почвенной воды на категории

(формы) условно и ни одна из них не обладает абсолютной

138

значимостью, можно выделить опре-

деленные интервалы влажности, в

пределах которых какая-то часть

влаги обладает одинаковыми свой

ствами и степенью доступности ее

для растений

Граничные значения влажности,

при которых количественные изме-

нения в подвижности воды пере-

ходят в качественные отличия,

называют почвенно-гидрологически-

ми константами (рис 21) Основны-

ми почвенно-гидрологическими кон-

стантами являются максимальная

гигроскопичность, влажность завя-

дания, влажность разрыва капил-

ляров, наименьшая влагоемкость,

полная влагоемкость Почвенно-

гидрологические константы широко

используются в агрономической и

мелиоративной практике, характе-

ризуя запасы воды в почве и обеспе

ченность растений влагой

Максимальная гигроскопичность

(МГ) — характеризует предельно

возможное количество парообразной

воды, которое почва может погло

тить из воздуха, почти насыщенного

водяным паром Характеристика

этого вида воды была дана выше

Максимальная гигроскопичность

почв является важной почвенно-ги-

дрологической характеристикой, ве-

личиной, достаточно постоянной

Вода, находящаяся в почве в

состоянии максимальной гигроско-

пичности, не доступна растениям

Это «мертвый запас влаги» По максимальной гигроскопичности

приближенно рассчитывают коэффициент завядания растений —

нижнюю границу физиологически доступной для растений воды

Влажность устойчивого завядания, или влажность завяданич

(ВЗ), — влажность, при которой растения проявляют признаки

устойчивого завядания, т е такого завядания, когда его призна-

ки не исчезают даже после помещения растения в благоприятные

условия Численно ВЗ равна примерно 1,5 максимальной гигро

скопичности Эту величину называют также коэффициентом

завядания

Содержание воды в почве, соответствующее влажности завя

дания, является нижним пределом доступной для растений влаги

139

Влага

в неподвижном

состоянии

Рис 21 Категории почвен-

ной воды и почвенно гидро-

логические константы (по

А. А. Роде 1965)

Влажность завядания определяется как свойствами почв, так

и характером растений. В глинистых почвах она всегда выше,

чем в песчаных. Заметно возрастает она и в почвах засоленных

и содержащих большое количество органических веществ, осо-

бенно неразложившихся, растительных остатков (торфянистые

горизонты почв). Так, в глинах ВЗ составляет 20—30%, в су-

глинках— 10—12, в песках— 1—3, у торфов — до 60—80%.

Засухоустойчивые растения завядают при меньшей влажности,

чем влаголюбивые.

Влажность разрыва капилляров (ВРК). Капиллярно-подве-

шенная вода при испарении передвигается в жидкой форме к

испаряющей поверхности в пределах всей промоченной толщи по

капиллярам, сплошь заполненным водой. Но при определенном

снижении влажности, характерном для каждой почвы, восходя-

щее передвижение этой воды прекращается или резко заторма-

живается. Потеря способности к такому передвижению объясня-

ется тем, что в почве при испарении исчезает сплошность запол-

нения капилляров водой, т. е в ней не остается систем пор,

сплошь заполненных влагой и пронизывающих промоченную

часть почвенной толщи. Эту критическую величину влажности

М. М. Абрамова назвала влажностью разрыва капиллярной свя-

зи (ВРК).

1аким образом, влажность разрыва капилляров — это влаж-

ность, при которой 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 ниже ВРК рост растений замедляется и их продуктив-

ность снижается. В почвах и грунтах эта величина варьирует

довольно сильно, составляя в среднем около 50—60% от на-

именьшей влагоемкости почв. На содержание воды, соответству-

ющей ВРК, помимо гранулометрического состава почв, суще-

ственное влияние оказывает их структурное состояние В бес-

структурных почвах запасы воды расходуются на испарение

значительно быстрее, чем в почвах с агрономически ценной

структурой. Поэтому в них влажность будет быстрее достигать

ВРК, т. е. обеспеченность влагой растений снижаться будет

быстрее.

Почвенно-гидрологические константы, как и влагоемкость

почв, выражаются в процентах от массы или объема почв

6.4. Водопроницаемость почв

Водопроницаемость почв — способность почв и грунтов впи-

тывать и пропускать через себя воду, поступающую с поверх-

ности. В процессе поступления воды в почву и дальнейшего пе-

редвижения ее можно выделить 2 этапа: 1) поглощение воды

140

Рис 22 Изменение водопроницаемое

ти почвы во времени

1 - чернозем обыкновенный, 2 — дерново

подзолистая почва, 3 — солонец

почвой и прохождение ее от

слоя к слою в ненасыщенной

водой почве, 2) фильтрацию

воды сквозь толщу насыщен-

ной водой почвы При этом

первый этап представляет со-

бой впитывание почвы и харак-

теризуется коэффициентом

впитывания Второй этан — это

собственно фильтрация Ин

тенсивность прохождения воды

в почвенно-грунтовой толще

насыщенной водой, характери

зуется коэффициентом филь-

трации (рис 22)

В природных условиях четко

выделить отдельные этапы водопроницаемости практически не-

возможно Значительно чаще при этом идет впитывание воды

почвой, фильтрация же имеет место только в случае выпадения

большого количества осадков, при орошении большими нормами

и при снеготаянии Границей между впитыванием почв и филь-

трацией считают момент установления постоянной скорости

фильтрации

Водопроницаемость почв находится в тесной зависимости от

их гранулометрического состава и химических свойств почв, их

структурного состояния, плотности, порозности, влажности и

длительности увлажнения В почвах тяжелого гранулометриче-

ского состава она всегда (при прочих равных условиях) меньше,

чем в легких Сильно снижает водопроницаемость почв присут-

ствие набухающих коллоидов, особенно насыщенных Na

или

, поскольку при увлажнении такие почвы быстро набухают

и становятся практически водонепроницаемыми Почвы острукту-

ренные, рыхлые характеризуются большими коэффициентами

впитывания и фильтрации

Водопроницаемость почв измеряется объемом воды, который

проходит через единицу площади поперечного сечения в единицу

времени Величина эта очень динамичная и сильно варьирует

как по профилю почв, так и пространственно Оценить водопро-

ницаемость почв тяжелого механического состава можно по

шкале, предложенной Н А Качинским (1970).

Водопроницаемость (в Па) в 1-й час

впитывания при напоре 5 см и темпе-

ратуре воды 10°С

Свыше 1000

1000—500

500—100,

100-70

70—30

<30

выровненная

площади

Оценка

Провальная

Излишне высокая

Наилучшая

Хорошая

Удовлетворительная

Неудовлетворительная

141

по всей

В ненасыщенных водой почвах для количественной характе-

ристики водопроницаемости почв пользуются коэффициентом

водопроводимости, или влагопроводности. 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 максимума во влагонасыщенной почве.

В этом случае его и называют коэффициентом фильтрации.

Можно сказать, что коэффициент влагопроводности аналогичен

коэффициенту фильтрации, но применяется он для ненасыщен-

ных водой почв.

6.5. 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 подъема воды,

а скорость подъема ее меньше (рис. 23). Ниже приведена водо-

подъемная способность грунтов и почв в зависимости от грануло-

метрического состава (В. А. Ковда, 1973):

Рис. 23. Общая схема высо-

ты и скорости капиллярного

поднятия воды в почвах (по

В. А. Ковде, 1973):

1 — глины, 2 — лессы, 3 — су-

глинки, 4 — супеси и пески

В почвах опесчаненных высота

капиллярного подъема снижается,

но скорость движения воды велика.

Однако это общее правило, харак-

теризующее водоподъемную способ-

ность капилляров, выведенное из

формул Дж. Жюрена и Ж. Л. М. Пу-

азейля, в глинистых бесструктурных

почвах и грунтах нарушается. Со-

гласно названным формулам в одно-

родных грунтах не исключается

подъем на значительно большую

высоту, чем это наблюдается в

природе, — на 75 и более метров.

142

Гранулометрический

состав

Крупный песок ....

Средний песок ....

Супесь

Пылеватая супесь .

Водо-

подъем-

ная спо-

собность,

0,5

0,5-0,8

1,0—1,5

1,5—2,0

Гранулометрический

состав

Суглинок средний . . .

Суглинок тяжелый .

Глина тяжелая . . . .

Лессы .... . .

Водо-

подъем-

ная спо-

собность,

2,5—3,0

3,0—3,5

4,0—6,0

4,0—5,0

Капиллярная

вода

Пленочная

вода

Так, в почвах при утяжелении

их гранулометрического состава во-

доподъемная сила будет сначала

расти до определенного предела,

а затем она начнет уменьшаться.

Объясняется это тем, что капил-

лярная вода передвигается не во

всем объеме пор, а лишь в дей-

ствующем их просвете (рис. 24).

В любых порах по мере уменьше-

ния их радиуса капиллярные силы

сначала будут расти в связи с уве-

личивающейся 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 актив-

ные действующие поры либо совсем

исчезают, либо просвет их становит-

ся настолько мал, что всасывающая сила мениска компенсирует-

ся силами трения движущейся капиллярной воды о стенки

пленок жидкости, сорбированной почвой, и передвижение капил-

лярной воды, а следовательно, и капиллярного подъема происхо-

дить не может. Вода в таких порах может передвигаться только

как пленочная, т. е. очень медленно. На скорость подъема воды

оказывает влияние также степень минерализации грунтовых вод.

Высокоминерализованные воды характеризуются меньшей высо-

той и скоростью подъема. Однако близкое к поверхности залега-

ние минерализованных грунтовых вод (1 —1,5 м) создает опас-

ность быстрого засоления почв.

Рис. 24. Капиллярные трубки

(по А. А. Роде и В Н Смир-

нову, 1972):

а — со свободной водой; б —

полностью заполненная связан-

ной водой

6.6. Поведение и состояние воды в почве

Поведение воды в почве, ее физическое состояние, передви-

жение в профиле по вертикали и горизонтали, ее доступность

растениям, вообще говоря, подчиняются очень сложным законо-

мерностям статистического (вероятностного) характера и могут

быть описаны в терминах различных методологических подхо-

дов: водобалансового — изменения водозапасов почвы и прихо-

дорасходных статей водного баланса; гидродинамического —

скорости и плотности водных потоков в почве; термодинами-

ческого — изменения термодинамических потенциалов почвенной

воды.

Первый из указанных подходов наиболее широко использу-

ется в почвоведении и является традиционным в почвенных

исследованиях, будучи основанным на периодических измерениях

почвенной влажности; второй больше всего принят в почвенно-

143

мелиоративных работах, когда инженеры имеют дело с потоками

подаваемой в почву или отводимой из почвы воды. Термодина-

мический подход интенсивно разрабатывается в последнее время

и сейчас рассматривается как наиболее перспективный и

теоретически обоснованный, поскольку он не только позволяет опи-

сывать состояние и поведение воды в почве в данный момент вре-

мени в наиболее обобщенном виде на базе фундаментальной фи-

зической теории, рассматривая весь водообмен природных эко-

систем в единых терминах, но и допускает количественный

прогноз водообменных процессов, что особенно важно для суж-

дений о водообеспеченности и водопотреблении растений. На

основе этого подхода возможно автоматизированное управление

водным режимом почв в условиях искусственного увлажнения

(орошения) или осушения (дренажа). В разработку этого под-

хода особенно большой вклад внесли такие ученые, как Л. А. Ри-

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

И. И. Судницын, А. М. Глобус, Э. Чайлдс, Ж-И. Парланг,

А. Д. Воронин.

Существо термодинамического подхода сводится к использо-

ванию понятий полного и частных термодинамических потенциа-

лов почвенной воды, поддающихся инструментальному измере-

нию, т. е. количественной энергетической оценке сил взаимо-

действия между водой и вмещающей ее твердой фазой почвы.

6.7. Потенциал почвенной воды

Поскольку вода в почве находится под одновременным слож-

ным воздействием нескольких силовых полей — адсорбционных,

капиллярных, осмотических, гравитационных, — для характерис-

тики их суммарного действия и оценки энергетического состояния

воды в почве введено понятие термодинамического, или полного,

потенциала почвенной воды.

Полный потенциал почвенной воды (ψ

) — это количество

работы, Дж•кг

-1

, которую необходимо затратить, чтобы перенес-

ти единицу свободной чистой воды обратимо и изотермически

из стандартного состояния S

в то состояние S

, в котором она

находится в рассматриваемой точке почвы. Иными словами, эта

величина выражает способность воды в почве производить боль-

шую или меньшую работу по сравнению с чистой свободной

водой. За стандартное состояние S

при этом принимается ре-

зервуар с чистой (без солей, т. е. с осмотическим давлением

П = 0) свободной (т. е. не подверженной влиянию адсорбцион-

ных и капиллярных сил) водой при температуре Т

, высоте h

и давлении P

. Потенциал почвенной воды — величина отрица-

тельная, поскольку необходима работа (положительного знака)

по его преодолению. Вместо понятия «потенциал» в почвоведе-

нии принято использовать понятие «давление почвенной воды»,

которое измеряется в паскалях [Па=кг/с

•м].

144

Полный, или термодинамический, потенциал почвенной воды

равен сумме частных потенциалов, связанных с разными сило-

выми полями:

=φ

+φ

=φ

+φ

dz+ V

H2O

[

dP+

dP] ,

где φ

— адсорбционный потенциал; φ

—капиллярный потен-

циал; φ

— осмотический потенциал; φ

— гравитационный по-

тенциал; φ

—потенциал тензометрического давления; z—вер-

тикальное расстояние; g — сила гравитации на единицу массы

воды; V

H2O

— парциальный удельный объем воды в почвенном

растворе; Р — давление воды; π — осмотическое давление.

Адсорбционный потенциал почвенной воды (φ

), или адсорб-

ционное давление (расклинивающее давление, по Б. В. Деря-

гину), возникает в процессе взаимодействия молекул воды с

поверхностью твердой фазы почвы, в результате которого вода

сорбируется твердыми почвенными частицами в виде тонкой

пленки. Возникающий при этом потенциал прямо пропорциона-

лен работе десорбции воды (dA

) и обратно пропорционален

поверхности твердой фазы (S) и толщине адсорбированного слоя

(dh):

-φ

=dA

/Sdh = dA

/dV. (18)

Капиллярный потенциал почвенной воды (φ

). или ее ка-

пиллярное давление, возникает на поверхности раздела между

твердой, жидкой и газовой фазами почвы в тонких капиллярах;

он пропорционален работе по «отсасыванию» капиллярной воды

(dA

) и обратно пропорционален изменению ее объема (dV):

-φ

=dA

/dV. (19)

Осмотический потенциал почвенной воды (φ

), или ее осмоти-

ческое давление, возникающий вследствие наличия в воде раст-

воренных веществ, пропорционален работе (dA

) по удалению

воды из раствора (например, через полупроницаемую мембрану,

при помощи электродиализа) и обратно пропорционален изме-

нению ее объема (dV):

-φ

=dA

/dV. (20)

Гравитационный потенциал почвенной воды (φ

), или грави-

тационное давление, возникающий в почве под влиянием сил

земного тяготения, пропорционален работе вертикального пере-

мещения воды (dA

) и опять-таки обратно пропорционален

изменению объема воды (dV):

—φ

=dA

/dV. (21)

Все перечисленные потенциалы могут быть оценены теми или

иными методами, разработанными в физике почв, однако их не-

посредственное измерение встречает существенные трудности.

С целью преодоления экспериментальных трудностей введено

понятие о потенциале тензиометрического давления (φ

), который

145

можно непосредственно измерять с помощью тензиометров или

иным методом (криоскопическим, психрометрическим, гигроско-

пическим) .

Потенциал тензиометрического давления (φ

), или потенциал

давления почвенной воды, возникающий в результате совмест-

ного действия силовых полей в почве на заключенную в ней во-

ду, не считая гравитационное и осмотическое поля, зависит от

геометрии жидкой фазы (кривизны менисковых поверхностей),

давления в газовой фазе, геометрии твердой фазы (ее удельной

поверхности) или матрицы, содержания воды в почве. Этот

потенциал можно выразить в единицах экспериментально изме-

ренного тензиометрического давления жидкой фазы почвы (Р)

согласно уравнению

—φ

H2O

dP. (22)

Потенциал тензометрического давления является суммарной

величиной и включает в себя два потенциала: пневматический

и капиллярно-сорбционный (φ

= φ

+ φ

Пневматический потенциал почвенной воды (φ

) — это при-

ращение потенциала давления (φ

) в результате избытка дав-

ления (ΔР

) в газовой фазе относительно стандартного газового

давления Р

Капиллярно-сорбционный потенциал почвенной воды (φ

или матричный потенциал (связанный с геометрией почвенной

матрицы),—потенциал давления (φ

) в почвенном образце при

данной влажности W и данном механическом давлении ограничи-

вающей его поверхности (Р

) при стандартном газовом давлении

, т. е. при ΔР

= 0. Для набухающих почв капиллярно-сорб-

ционный потенциал включает в себя потенциал давления огра-

ничивающей поверхности (φ

) — приращение потенциала давле-

ния (φ

) в результате механического давления поверхности на

почвенный образец — и потенциал влажности (φ

) — потенциал

давления (φ

) в почвенном образце с данной влажностью W при

= 0 и Р

= 0.

Потенциал или давление почвенной воды в сильной степени

зависит от водосодержания почвы, причем каждая почва в за-

висимости от своего гранулометрического, минералогического и

химического состава и сложения имеет свою собственную ха-

рактеристическую кривую зависимости давления почвенной воды

от влажности почвы, которая получила название кривой водо-

удерживания. Кривая водоудерживания φ = f(W) считается ос-

новной гидрофизической характеристикой почвы (рис. 25). Часто

эту кривую берут в форме h = f(Θ) или pF = f(Θ), где h — со-

сущая сила почвы (см. ниже); рF — десятичный логарифм h;

Θ — объемная влажность почвы.

Чем меньше воды в почве, тем сильнее она удерживается

твердой фазой, тем ниже ее потенциал (больше абсолютное

146

значение отрицательного

давления воды). Кривые

водоудерживания показы-

вают очень быстрый рост

водного потенциала от

крайне низких отрицатель-

ных значений давления

вплоть до нуля в пол-

ностью насыщенной водой

почве.

Наименьший полный

потенциал почвенной вла-

ги (наибольшее абсолют-

ное значение отрицатель-

ного давления порядка

(2 ÷ 5)•10

Па) отмечает-

ся для монобимолекуляр-

ных слоев адсорбирован-

ной воды (прочно связан-

ная вода, «нерастворяю-

щий объем» — часть гиг-

роскопической воды). При

давлении почвенной воды

ниже — 2• 10

Па, соглас-

но И. И. Судницыну, вода

ставлена двойным электрическим слоем мономолекулярной, био-

молекулярной толщины, описываемым теорией Гельмгольца, а

количество адсорбированной воды определяется удельной по-

верхностью почвенных частиц при весьма слабой роли обменных

катионов.

В диапазоне полного давления почвенной влаги от — 4•10

÷(—10

) до —20•10

Па весьма резко проявляется влияние

обменных катионов на его зависимость от влажности почвы.

При этом поведение системы описывается уравнением Больцма-

на для концентрации катионов в растворе на различных рас-

стояниях от отрицательно заряженной поверхности твердой фа-

зы в зависимости от влажности. В этих условиях почвенная

вода является вместилищем диффузного слоя обменных ка-

тионов.

При давлениях выше — 2•10

(—10

) Па кривые водоудержи-

вания начинают выполаживаться, отклоняются в сторону боль-

шей влажности. По мнению И. И. Судницына, это вызвано тем,

что при этих значениях полного давления вода уже находится

за пределами диффузного слоя обменных катионов в электро-

нейтральном «свободном» объеме почвенного раствора, давление

которого в основном определяется суммой осмотического и ка-

пиллярного потенциалов.

При дальнейшем росте влажности почвы все большую роль

играет капиллярный потенциал (φ

). И. И. Судницын рас-

р,•10

Па

Рис. 25. Зависимость давления почвен-

ной воды (Р) от влажности почвы (W)

(Зайдельман, 1983):

1—горизонт Ар неоглеенной; 2—глееватой;

3—глеевой дерново-подзолистых почв; 4—

горизонт В1 неоглеенной; 6 — глееватой;

7—глеевой почв

в почве практически полностью пред-

147