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

Подождите немного. Документ загружается.

смещение X радионуклидов вниз по профилю определяется из

соотношения X =(2Dt)^

0.5

На легких (песчаных) почвах, особенно с промывным режи-

мом, важную роль наряду с диффузией играет водный конвек-

тивный массоперенос. В таких почвах значительная часть многих

радиоактивных веществ за 10—15 лет проникает до 40—50 см и

может достичь уровня грунтовых вод, с которыми возможен гори-

зонтальный перенос радионуклидов и поступление их в речную

сеть.

Аккумуляция антропогенных радионуклидов преимущественно

в поверхностном слое почвы способствует повышенной их мигра-

ции и выносу за пределы загрязненных ландшафтов с поверх-

ностным водным стоком. В равнинных ландшафтах гумидной

зоны годовой поверхностный и грунтовый сток Sr составляет

по многолетним данным 0,4% общего его запаса в почвенном

покрове, при этом от 40 до 90% годового выноса приходится на

период паводков. В горных районах ежегодный сток

Sr до-

стигает 5% общего запаса Вынос в реки

l37

Cs состав-

ляет 0,05—0,25%. Однако для некоторых специфических

почвенно-климатических условий приведенная последователь-

ность может оказаться нарушенной: в легких песчаных почвах

137

Cs оказывается иногда более активным мигрантом, чем

Sr. В целом, для большей части почв скорость выноса

Sr и

l37

Cs из пахотного горизонта сопоставима со скоростью их

радиоактивного распада. Период полуочищения пахотного слоя

с учетом радиоактивного распада составляет примерно 0,4—

0,7 периода полураспада этих радионуклидов, т. е. равен 10—

20 лет. Время пребывания в почвенном профиле других долго-

живущих радионуклидов, таких, как

С и

129

I (после их вклю-

чения в состав гумуса),

239

Рu составляет сотни лет.

Научно обоснованное нормирование содержания радиоактив-

ных веществ в почвах требует учета почвенных свойств — спо-

собности почв к закреплению радионуклидов и их разбавлению

в почвенном растворе, что в равной мере относится и к другим

загрязняющим веществам В этом плане к наиболее важным

свойствам почвы следует отнести емкость поглощения и состав

обменных катионов, а также рН, Eh, содержание гумуса, мине-

ралогический состав.

Поскольку тяжелые почвы характеризуются обычно большей

емкостью поглощения, более высокими концентрациями ионов

в почвенном растворе и содержанием гумуса по сравнению с

легкими, в таких почвах радиоактивные вещества фиксируются

более прочно почвенным поглощающим комплексом, а в почвен-

ном растворе ионы радионуклидов в большей степени разбавля-

ются ионами других химических элементов, из которых наиболее

существенны ионы элементов, являющихся химическими аналога-

ми радионуклидов. Прочная сорбция радионуклидов и повышен-

ная конкуренция с ними ионов других элементов, и прежде

всего элементов-аналогов за места сорбции на поверхности кор-

228

ней, приводят к снижению их поступления в фитомассу, т. е. в

продукцию растениеводства. Таким образом, тяжелые почвы по

сравнению с легкими, с одной стороны, характеризуются повы-

шенной буферностью к загрязняющим веществам и меньшим

поступлением этих веществ в урожай, а с другой — повышенной

способностью к их аккумуляции в верхней толще почвы. Иначе

говоря, чем выше уровень плодородия почв, тем более высокие

нагрузки радиоактивных и других загрязняющих веществ до-

пустимы на такие почвы без превышения установленных пре-

дельно допустимых концентраций (ПДК) токсикантов в про-

дукции растениеводства. Но зато эти почвы через какой-то пери-

од непрерывного действия источника загрязнения могут оказать-

ся значительно более загрязненными по сравнению с менее пло-

дородными почвами.

Глава тринадцатая

ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ПОЧВ

13.1. Роль температуры в почвенных процессах

Колебания температуры — важный компонент почвенного

микроклимата. Следуя годичным циклам изменения температуры

воздуха, температура почвы оказывает существенное влияние на

многие протекающие в ней процессы. С тепловым режимом почв

тесно связаны начало и конец вегетационного периода, простран-

ственное размещение растений, характер распространения корне-

вых систем, скорость поступления к корням питательных эле-

ментов. Температура почвы влияет на скорость поступления воды

в корни растений, на транспирацию, на продуктивность расти-

тельности. Температурный режим почв регулирует численность

микроорганизмов и их активность, минеральные преобразования

и процессы разложения органических остатков и трансформации

почвенного гумуса. Температура почв контролирует фазовые

переходы в системе почва — почвенный раствор — почвенный

воздух, процессы растворения солей и газов, скорость выветри-

вания минералов. Образование цементационных структур в тро-

пиках под влиянием избыточного перегрева и фрагментарных

структур в северных широтах (под действием переохлаждения)

также обусловлены особенностями температурного режима почв.

Таким образом, исследования тепловых свойств почв и особен-

ностей годовой динамики их температур необходимы при деталь-

ных исследованиях всех процессов, протекающих в почвах, при

количественных расчетах соле-, водо- и газопереносов.

13.2. Поступление теплоты в почву

Тепловая энергия в почве имеет несколько источников: 1) лу-

чистая энергия солнца; 2) атмосферная радиация; 3) внутренняя

теплота земного шара; 4) энергия биохимических процессов разло-

229

жения органических остатков; 5) радиоактивный распад. Вклад

двух последних источников ничтожно мал и обычно не принимается

во внимание в балансовых расчетах. Внутренняя теплота земного

шара также незначительна [4,19•10

-4

Дж/(см

•мин)]. Вклад

этого источника в тепловой поток велик лишь в районах активной

вулканической деятельности. Атмосферная радиация приобретает

существенное значение в балансе теплоты в районах с неустойчи-

вой атмосферной деятельностью, в периоды вторжения теплых

или холодных воздушных масс. Таким образом, главным источни-

ком теплоты в почве является лучистая энергия солнца.

Среднее количество теплоты, поступающей к верхней границе

атмосферы Земли от Солнца (солнечная постоянная), равно

8,296 Дж/(см

•мин). Приход теплоты к земной поверхности

меньше вследствие рассеивания ее в атмосфере Кроме того,

реальное количество поступающей в почву солнечной тепловой

энергии существенным образом коррелируется географической

широтой, временем года, состоянием атмосферы, экспозицией

склонов, т. е. углом падения солнечных лучей на поверхность,

характером растительного покрова, а также тепловыми свойст-

вами самой почвы

13.3. Тепловая характеристика почвы

Совокупность свойств, обусловливающих способность почв

поглощать и перемещать в своей толще тепловую энергию, назы-

вается тепловыми свойствами. К ним относятся: теплопоглоти-

тельная (теплоотражательная) способность почв, теплоемкость,

теплопроводность, теплоусвояемость.

Теплопоглотительная (отражательная) способность почв,

или способность почв поглощать (отражать) определенную долю

падающей на ее поверхность солнечной радиации, характеризу-

ется значением альбедо (А) — долей коротковолновой солнечной

радиации, отражаемой

их

поверхностью

ОТР

выраженной

процентах от общей солнечной радиации (Q

общ

где

общ

ОТР

выражаются

Дж/(см

•мин).

Альбедо зависит от очень многих свойств почв — их цвета,

количества и качественного состава органического вещества,

гранулометрического состава, оструктуренности, состояния по-

верхности, влажности. Диапазон отражения лучистой энергии

поверхностью почв колеблется от 8—10 до 30% (табл. 44). Ес-

тественное варьирование величины альбедо в ландшафтах усили-

вается характером растительного и снежного покрова. Тепло-

поглотительная способность почв одного и того же региона обу-

словливает разделение почв на холодные и теплые: темноцветные

230

А=Q

ОТР

общ

•100, (57)

Таблица 44. Альбедо некоторых почв, растительных ассоциаций и ландшафтов

Объект

А, %

Объект

А, %

Чернозем сухой 14

Пшеница

10—25

» влажный 8—9 Травы

19—26

Серозем сухой

25—30

Водная поверхность 10

» влажный 10—12 Хлопчатник

20—22

Песок серый 9—18 Тундра 18

» белый

30—40

Хвойный лес 14

Глина сухая 23 Лиственный лес 18

> влажная 16 Песчаная пустыня 30

почвы более теплые, чем светлые; оструктуренные почвы с шеро-

ховатой поверхностью более теплые, чем бесструктурные.

Свойство почв поглощать тепловую энергию называется

теплоемкостью (С) и выражается через приращение теплоты

(ΔQ) в почве при изменении ее температуры (ΔT):

C =ΔQ/ΔT, (58)

где С — теплоемкость почв, Дж/(г•град); Q — количество теп-

лоты в почве, Дж/г; Т — температура почв, °С.

Различают три вида теплоемкости почв — удельную, объем-

ную и эффективную.

Удельная теплоемкость почвы (С) характеризуется количест-

вом теплоты, необходимым для нагревания или выделяемым при

охлаждении единицы массы (1 г) абсолютно сухой почвы на

1°С в интервале температур от 14,5 до 15,5°С.

Объемная теплоемкость почвы (С

) численно равна количест-

ву теплоты, необходимому для нагревания или выделяемого при

охлаждении единицы объема (1 см

) сухой почвы на 1° в том

же интервале температур. Пересчет удельной теплоемкости в

объемную необходим при исследовании процессов поступления и

перераспределения тепловой энергии в пределах почвенного

профиля. Так как сложение почв в целом и различных генети-

ческих горизонтов разное, то и соотношение между С и C

су-

щественно изменяется. В рыхлых, хорошо оструктуренных почвах

удельная теплоемкость выше объемной; в плотных, слитых поч-

вах С

значительно больше С. Удельная и объемная теплоемко-

сти связаны между собой отношением

=Cς, (59)

где ς — плотность почвы, г/см

Удельная и объемная теплоемкости характеризуют физиче-

ские свойства почв в стандартных, жестко ограниченных состоя-

ниях и определяются минералогическим и гранулометрическим

составом почв, содержанием органического вещества, характе-

ром их сложения и оструктуренности. Ниже приведена теплоем-

231

кость некоторых типов почв и их основных составляющих частей,

Дж/(г•град):

Объект С Объект С

Песок кварцевый . . . 0,82—0,83 Вода связанная 2,93—4,12

Глина 0,96—0,98 Вода свободная 4,12

Воздух 1,02 Чернозем 0,96

Торф 1,99—2,09 Серозем 0,91

Лед 2,09 Краснозем 1,04

В естественных условиях теплоемкость почв существенным обра-

зом отличается от стандартных параметров, что связано с разли-

чиями в уровнях увлажнения. Изменение теплоемкости почв в

зависимости от влажности рассчитывается по формуле, предло-

женной П. И. Андриановым (1936):

С = 0,2x + 0,7у + (W - у), (60)

где х — содержание минеральных частиц, %; у— содержание

прочно связанной воды, %; W — влажность почвы, %.

Теплоемкость почвы, характеризующаяся суммарным коли-

чеством теплоты, идущим на изменение температуры единицы

массы почвы и фазовые превращения (испарение и конденсация

влаги, кристаллизация и таяние льда, сорбция и десорбция га-

зов, т. е. процессы, сопровождающиеся выделением или поглоще-

нием теплоты), называется эффективной теплоемкостью.

По характеру теплоемкости почв их можно подразделить на

почвы холодные и теплые. Глинистые почвы более теплоемки,

нагреваются медленнее и считаются холодными, песчаные —

теплыми. Почвы, богатые органикой, более теплоемки и холоднее

минеральных. Хорошо оструктуренные почвы с высоким содержа-

нием почвенного воздуха холоднее слитых. Влажные почвы более

теплоемки и холоднее, чем сухие.

Теплота, поступающая на поверхность почв, под действием

создаваемого градиента температур перераспределяется в поч-

венном профиле. Процесс переноса теплоты называется тепло-

обменом, а свойство почв передавать энергию путем теплового

взаимодействия соприкасающихся между собой твердых, жидких

и газообразных частиц называется теплопроводностью.

Теплообмен рассчитывается по уравнению термодиффузии:

dQ = –λ dT/dz Sdt, (61)

где Q — поток тепловой энергии, Дж, через площадь сечения S,

см

; t — время, с; Т — температура различных слоев почвы,

град; z — глубина слоев почвы, см; λ — коэффициент теплопро-

водности, Дж/(см•с•град). Знак «минус» означает перенос

теплоты в сторону убывания температуры.

Теплопроводность почв оценивается коэффициентом тепло-

232

проводности, который является эмпирической величиной, харак-

терной для каждой почвенной разности и каждого генетического

горизонта. Так как теплопроводность составных частей почвы

колеблется в широких пределах, коэффициент теплопроводности

их является интегральной, динамичной величиной. Ниже приве-

ден коэффициент теплопроводности некоторых составных частей

почв, Дж/(см•с•град):

Вещество Теплопровод- Вещество Теплопровод-

ность ность

Воздух .... 0,000210 Кварц .... 0,00984

Торф 0,001107 Базальт .... 0,02132

Вода 0,005866 Гранит .... 0,03362

Лсд 0,020950

Наименьшую теплопроводность имеет почвенный воздух,

наибольшую — минеральные частицы. Компактные, плотные

почвы имеют большую теплопроводность, чем рыхлые, хорошо

оструктуренные. Накопление значительного количества органи-

ческого вещества в поверхностных горизонтах препятствует

передвижению теплоты, поэтому сильно заторфованные почвы

северных широт способствуют подъему уровня вечной мерзлоты

и продвижению ее в более южные широты. В то же время некото-

рые мероприятия, направленные на регулирование температурно-

го режима почв (снегозадержание, мульчирование), снижают

теплопроводность и предохраняют посевы от вымерзания.

Коэффициент теплопроводности (λ) почв увеличивается по

мере их увлажнения, так как теплопроводность воздуха в 30 раз

меньше теплопроводности воды и подчиняется закону насыще-

ния:

λ=ae

+C, (62)

где а, в, с — эмпирические коэффициенты, различные для разных

типов почв; W— влажность почв, %; е — основание натурально-

го логарифма.

Рост теплопроводности с увлажнением почв особенно заметен

в диапазоне низкого влагосодержания. В дальнейшем, по мере

увеличения содержания воды, нарастание λ снижается и в диапа-

зоне влажности, соответствующей общей влагоемкости, изменя-

ется мало. Этот факт очень важен для создания оптимального

температурного режима, так как сухие поверхностные слои почв

южных территорий страны (температура поверхности южных

черноземов летом в полуденные часы достигает 40—50°С, а

поверхность песков в Каракумах — 70—80°С) являются свое-

образным экраном, предохраняющим внутренние слои почвы от

перегрева.

Интенсивность изменения температуры почв характеризуется

коэффициентом температуропроводности, частным от деления

коэффициента теплопроводности на объемную теплоемкость:

k=λ/C

или k=λ/C

(63)

233

Коэффициент температуропроводности представляет собой

изменение температуры 1 см

почвы, вызванное поступлением

в него некоторого количества теплоты, протекающего за 1 с

через поперечное сечение 1 см

при градиенте температур

1°/1 см, и выражается в см

/с.

Температуропроводность зависит от структуры и сложения

почв и определяет глубину суточных и годовых колебаний темпе-

ратуры в них.

Степень аккумуляции теплоты почвой характеризуется тепло-

усвояемостью почвы (β), которая находится расчетным путем

по формуле, предложенной А. Ф. Чудновским (1959):

β =(λC

)^0.5. (64)

13.4. Тепловой баланс почвы

В почве постоянно существуют градиенты температур, поэто-

му всегда идет теплообмен как с атмосферой, так и с нижеле-

жащими слоями. Летом и днем температурный поток направлен

в глубь почвенного профиля, осуществляется нагревание почв;

зимой и ночью — к поверхности — охлаждение. Совокупность

всех видов поступления и расхода теплоты в почвах в их коли-

чественном выражении за определенный промежуток времени

записывается в форме уравнения теплового баланса. В общем

виде это уравнение выглядит так:

A = B + F, (65)

где А — теплообмен почвы с деятельной поверхностью по верти-

кали; F — теплообмен с окружающим пространством по горизон-

тали; В — алгебраическая сумма изменения теплосодержания за

данный период времени и затрат теплоты на фазовые переходы.

Так как для среднего многолетнего периода приход и расход

теплоты в почве равны между собой, a F можно пренебречь, то

А = В.

Тепловой баланс собственно почв можно рассчитывать лишь

на полях, не занятых растительностью. На естественных ценозах

и полях, занятых сельскохозяйственными культурами, определя-

ют тепловой баланс деятельной поверхности, под которой пони-

мается поверхность, где происходит трансформация лучистой

энергии солнца.

Уравнение теплового баланса деятельной поверхности имеет

вид

R = LE + G + A, (66)

где R — радиационный баланс, т. е. сумма поступающей к по-

верхности почв солнечной энергии — прямая, рассеянная и

длинноволновая радиация — и оттекающей — отраженная и из-

214

Рис. 43. Суточный ход элементов тепло-

вого баланса типичного чернозема Ка-

менной Степи на паровом поле (а) и по-

ле озимой пшеницы (б) (по И. Б. Реву-

ту, 1972):

лученная; LE — затраты теп-

лоты на эвапотранспирацию

(L — скрытая теплота испа-

рения; Е — интенсивность

эвапотранспирации); G —

затраты теплоты на турбу-

лентный обмен в атмосфере;

А — теплообмен между дея-

тельной поверхностью и ни-

жележащими слоями.

Баланс считается поло-

жительным, если он харак-

теризует приход теплоты к

деятельной поверхности, при

этом все остальные величины характеризуют расход теплоты.

Радиационный баланс имеет суточный и годовой ход. Наиболь-

шая часть поступающей в экосистему энергии расходуется на

транспирацию и испарение воды из почвы (рис. 43). Кроме

постоянно действующих статей теплового баланса существуют

статьи, эпизодически действующие. Например, температура осад-

ков или поливных вод отличается от температуры поверхности

почв и вносит коррективы в балансовые расчеты. Так же изме-

няют характер распределения элементов теплового баланса

фазовые переходы (испарение, замерзание воды, растворение,

дегазация и сорбция газов).

В вегетационном цикле изменения элементов теплового ба-

ланса максимальная доля энергии приходится на поток теплоты

в почву (А) и на затраты на эвапотранспирацию (LE).

Глава четырнадцатая

ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПОЧВ

Ряд процессов, протекающих в почвах, определяется их фи-

зико-механическими свойствами, которые проявляются при

воздействии внешних нагрузок и подразделяются на деформа-

ционные, прочностные и реологические.

Деформационные свойства характеризуют поведение почв

при нагрузках, не приводящих к их механическому разрушению.

К ним относятся сжимаемость, просадочность, консолидация

(уплотнение).

Прочностные свойства характеризуют поведение почв при

нагрузках, вызывающих их разрушение - сдвиг, разрыв.

Реологические свойства характеризуют поведение почвы под

давлением во времени. К ним относятся вязкость, пластичность,

тиксотропность.

Понятие «физико-механические свойства» в почвоведении

имеет более широкий диапазон применения, чем в механике,

235

геологии, грунтоведении Соответственно к физико-механическим

свойствам в почвоведении относят также набухание, усадку,

липкость, т. е. свойства высокодисперсных систем, проявляющие-

ся без механических воздействий со стороны

Изучение физико механических свойств почв важно не только

с позиций понимания механизмов физических процессов, протека

ющих в них, но имеет большое прикладное значение для сельского

хозяйства Физико-механические свойства определяют условия об

работки почв, дают возможность получить количественные оцен-

ки энергетических затрат на их обработку и выбрать оптималь-

ные сроки полевых работ, при которых в наименьшей степени

деформируются почвы и обработка производится с наименьшими

затратами горючего

14.1. Деформационные свойства почв

Сжимаемость почв под нагрузкой происходит при их меха-

нической обработке Особенно остро необходимость изучения

этого вопроса стоит в настоящее время, когда на полях использу-

ется тяжелая сельскохозяйственная техника и происходит актив-

ное уплотнение поверхностных горизонтов почв Сжимаемость

почв определяется их минералогическим и гранулометрическим

составом, характером порозности и трещиноватости, острукту-

ренностью почв и прочностью структуры, сложением и ориента-

цией глинистых частиц, их размером и формой, влажностью

почв и гидрофильностью коллоидной фракции Присутствие

в почвах минералов монтмориллонитовой группы и высокое

содержание органических веществ обусловливают возможность

их значительного уплотнения при внешних нагрузках Высокая

исходная пористость почв служит показателем возможности

достаточно большого уплотнения почв при обработке ее тяжелой

техникой

Сжимаемость почв приводит к уменьшению общей пороз-

ности, изменениям размеров и форм пор, размеров и форм струк-

турных отдельностей Опытами установлено, что сжимаемость

вызывает переориентацию тонкодисперсных минеральных частиц,

в результате чего они приобретают более совершенную ориента

цию В И Муравьевым в 1962 г был предложен показатель

ориентированности, который определяется по уравнению (в %)

c=(l–I

min

max

)•100, (67)

где I

min

— световой поток при угасании кристаллов, I

max

— свето

вой поток при их просветлении С =100% для совершенной

ориентации частиц, С = 0 для хаотической Наиболее совершен-

ную ориентацию, даже при малых давлениях, приобретает каоли-

нит

Сжимаемость характеризуется коэффициентом уплотнения

236

Рис. 44. Коэффициент уплотне- Рис. 45. Просадка почвы на орошаемых

ния для спрямленного участка полях:

компрессионной кривой (обозна- а – разбрызгиватели оросительных агрега-

чения в тексте) тов; б — зона увлажнения; в – зона просадки

), см

/кг, который в зоне невысоких давлений, отмечаемых

в почвенных горизонтах, равен тангенсу наклона компрессионной

кривой (рис. 44) и выражается как

=tga=ΔP/ΔPg, (68)

где Р — коэффициент пористости, %; Р

— давление нагрузки,

кг/см

Сжимаемость почвы — не полностью обратимая деформация.

При многократных нагрузках компрессионная кривая имеет вид

петли, что обусловлено разрушением структурных связей и на-

коплением остаточной деформации. Максимальная остаточная

деформация будет соответствовать особенностям физических и

химических свойств конкретных почв и дает возможность про-

гнозировать минимальную порозность при различных обработках

в реальных условиях, т. е. максимально возможное уплотне-

ние их.

Частным случаем проявления сжимаемости почв и грунтов

является просадочность. Просадкой называется понижение по-

верхности почв в результате уменьшения их пористости и раст-

ворения содержащихся в них солей при замачивании. С этим

явлением связывают такие формы рельефа, как степные блюдца,

поды. Особенно существенны просадки на лёссовых почвогрун-

тах при введении их в орошаемое земледелие, что объясняется

высокой пористостью пород, малой гидрофильностью, выносом

легкорастворимых солей, являющихся «клеющими» веществами

для их структуры. Просадочность почв и грунтов может в не-

которых случаях создавать значительную ирригационную пестро-

ту микрорельефа на орошаемых массивах (рис. 45), что вызы-

вает перераспределение поливных вод на поверхности поля,

создает мозаику увлажнения и может привести к формированию

комплексности почвенного покрова. Все это усложняет обработку

почв и сельскохозяйственную эксплуатацию орошаемых площа-

дей, создает пестроту посевов, снижает эффективность оро-

шения.

237