/
Текст
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ
ФИЗИКИ ПОЧВ
Издательство «Гриф и К»
2007
ББК 40.3
Т33
Коллективная монография под ред. Е.В. Шеина и Л.О. Карпачевского
Издание осуществлено в авторской редакции
Издание осуществлено при финансовой поддержке Российского фонда
фундаментальных исследований по проекту No 06-04-62027
Теории и методы физики почв:
Коллективная монография /Под ред. Е.В. Шеина и Л.О. Карпачевского.--
М.: «Гриф и К», 2007.-- 616 с.
ISBN 978-5-8125-0921-7
Коллективная монография предназначена для научных работников,
практиков сельского хозяйства, работников экологических служб, а также
для широкого круга студентов, изучающих почвоведение, физику почв,
грунтоведение, экологию и другие науки о Земле.
ББК 40.3
ISBN 978-5-8125-0921-7
© Издательство
«Гриф и К», 2007
ГЛАВА I
ИЗУЧЕНИЕ СТРОЕНИЯ ПОЧВЫ КАК ПРИРОДНОГО ТЕЛА
Введение
Как всякое самостоятельное тело почвы имеют свой облик, свое
строение, свои свойства. Часть этих свойств унаследована от почвообра-
зующих пород. Но ряд свойств характерны только для почв, они позво-
ляют отличить почву от других природных тел. В первую очередь почва
имеет свой профиль: совокупность почвенных слоев -- горизонтов, обра-
зующих разные профили почв (в зависимости от условий залегания
почв). Именно выделение профиля почвы отличало подход Докучаева от
подходов агрогеологов (в частности, Беренда, давшего схожее с докуча-
евским определение почв, но относившем его к пахотному слою). Физи-
ческие свойства и физические процессы, протекающие в почве, во мно-
гом определяют направленность почвообразовательного процесса, усло-
вия для роста и развития растений (Вильямс, 1959; Кауричев, 1982; Ра-
менский, 1938; Корнблюм, 1975, 1982; Розанов, 1975). Наиболее тесный
контакт физика почв имеет с земледелием и мелиорацией, задачей кото-
рых является временное или корен ное улучшение, главный образом, фи-
зических свойств почвы для практических целей. Физические свойства
учитываются при разработке агротехнических приемов по зонам, а также
должны быть положены в основу мелиоративных мероприятий. Так, для
зон недостаточного увлажнения разрабатываются приемы улучшения
физических свойств почвы, способствующие накоплению и сохранению
воды. Наоборот, в зоне избыточного увлажнения агротехнические и ме-
лиоративные мероприятия должны быть направлены в сторону уменьше-
ния содержания воды в почве и увеличения ее аэрации, а для северных
районов нужн ы также приемы тепловых мелиорации.
Оптимальными физическими свойствами и режимами (водным, воз-
душным, тепловым) будут такие, которые обеспечивают максимальный
урожай растен ий при полной обеспеченности почвы элементами питания.
Знание физических свойств почв и грунтов важно при оценке их как
строительного фундамента, санитарного состояния (Воронин, 1979; Доя-
ренко, 1963). В настоящее время изучению физических свойств почвы
уделяется большое внимание; оно производится как в стационарных ус-
ловиях, так и в экспедиционных.
Авторы данной коллективной монографии будут чрезвычайно благо-
дарны за все замечания, предложения, критику представленных теорий,
гипотез и методов.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
4
I.1. Выбор места для проведения исследования.
Положение разреза на местности
Для выявления типа почвы и характера ее строения в полевых усло-
виях закладывают почвенный разрез (синонимы: шурф, яма). Обычный
разрез вырывают на глубину 2 м. В случае, если необходимо уточнить
строение лишь верхней толщи почвы, вырывают полуяму (глубиною до
1 метра). Для разреза выбирают площадку. В старых руководствах ука-
зывалось, что площадка должна быть типичной, т.е. обладать выровнен-
ным рельефом, находится в преобладающей растительной ассоциации.
В настоящее время, прежде всего, ориентируются на цель исследования.
В зависимости от этого и выбирают место для заложения разреза. Если
масштаб исследования достаточно мелкий, то действительно выбирают
наиболее ярко выраженную преобладающую зональную растительную
ассоциацию. Если же исследователя интересует почвенный покров всего
биогеоценоза (БГЦ), то закладывают серию разрезов в основных парцел-
лах (структурных единиц БГЦ). В лесных экосистемах необходимо охва-
тить исследованием все почвенное пространство от ствола дерева до гра-
ницы кроны, поскольку для верхних горизонтов лесных почв характерно
заметная анизотропность (изменение свойств почв в радиальном направ-
лении от ствола, включая и морфологию почв).
Многие исследователи рекомендуют закладывать разрезы так, чтобы
передняя стенка разреза освещалась солнцем. Другие, напротив, считают,
что передняя стенка должна находиться в тени. Следует признать, что эти
рекомендации потеряли свою актуальность: в настоящее время почву
изучают на всех трех стенках и хотя бы одна из них освещается солнцем,
а другая находится в тени, что позволяет оценить все цветовые и морфо-
логические нюансы строения почв. В лесу эти рекомендации вообще не
имеют смысла, так как все стенки находятся в тени, как и сам разрез.
Н.А. Качинский разработал методику полевых исследований почв,
в частности, физических свойств почв по горизонтам. По предложению
С.А. Владыченского для этого были приняты следующие параметры раз-
реза. Ширина разреза 1 м. Каждая ступенька -- превращается в площадку
размером в 1 кв.м. Количество ступенек диктуется числом изучаемых
слоев. Изучение физических свойств почв начинают, обычно, с нижнего
горизонта. Описание разреза проводится по принятым в почвенных ис-
следованиях методикам. Выделяют почвенные горизонты и подгоризон-
ты, определяют глубину их залегания, колебание границ горизонтов.
С.А. Владыченский рекомендовал округлять глубины горизонтов для
расчета в последующем таких физических параметров, как запасы воды и
других веществ, кривой изменения свойств по горизонтам. В настоящее
время рекомендуется определять физические свойства в полевых услови-
ях на площадках до глубины 50 см через каждые 10 см (с поверхности,
с 10 см, с 20 см и т.д. до 50 см), а глубже -- в середине генетических гори-
Глава I. Изучение строения почвы как природного тела
5
зонтов. В дальнейшем, при обработке и представлении материала не-
сколько глубин могут принадлежать одному горизонту (например, Апах
-- 0−10 и 10−20 см), при этом свойства для этих глубин указываются от-
дельно.
В.О. Таргульян (1974), Е.А. Дмитриев (1980) разработали систему ис-
следования крупных разрезов, площадью 16−20 м2. Эти разрезы позво-
ляют увидеть характер изменения границ горизонтов, состав морфонов в
одном горизонте, оценить роль трещин в почве, особенности распределе-
ния новообразований, роль геологической породы в формировании поч-
вы. Эти исследования позволяет заметно увеличить повторность в опре-
делении физических свойств почв по горизонтам. Этот метод заложения
разрезов достаточно дорог. Он стал более доступным в результате преоб-
разования разрезов в траншеи (Дмитриев, 2001). Траншеи позволяют
оценить вли яние рельефа, границы между элементарными почвенными
ареалами, связь растений с почвами и пр. Именно в этих разрезах вскры-
вается роль физических свойств в генезисе почв. Длина траншеи опреде-
ляется неоднородностью строения почвенного покрова.
Наиболее распространенным для изучения физических свойств в по-
левых условиях является метод «ключей»: по имеющейся почвенной кар-
те выделяют основные генетические почвенные разности и их варианты --
по гранулометрическому составу, солонцеватости, эродированности.
На типичном для данного района рельефе и почве выявляют опытную
площадку -- «ключ» размером 1010 м, 5050 м или 100100 м, заклады-
вают на ней один или два глубоких разреза до 2 м и глубже. Таким ос-
новным глубоким разрезом должна быть охарактеризована как можно
большая площадь, поскольку большой объем работы при проведении
исследования физических свойств почвы (затрата времени, использова-
ние большой площади) ограничивает, особенно в производственных ус-
ловиях, возможность проводить работу на многих точках.
Основной разрез, тщательно привязывается к постоянной точке или
нескольким точкам на местности (к поселку, постоянной дороге, линии
электропередач и т.п.) с указанием направления и расстояния от них! Ме-
сто положения разреза записывается в полевом дневнике, и разрез нано-
сят на карту или план под соответствующим номером. В настоящее время
точные координаты разреза можно получить с помощью прибора GPS по
спутниковой связи.
На сопутствующих почвенных разностях делают неглубокие
(50−100 см) разрезы, на которых определяют некоторые физические
свойства (плотность почвы, водопроницаемость). Для агротехнических
характеристик достаточно изучение физических свойств пахотного и
подпахотного горизонтов.
Исследования физических свойств почвы проводят по генетическим
горизонтам до глубины около 2 м (гор. ВС или С), либо до залегания
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
6
грунтовой воды или верховодки. При глубоком их залегании следует
охарактеризовать материнскую и подстилающую породы, так как от них
почва унаследовала ряд свойств, которые нужно учитывать при решении
мелиоративных задач. Например, в засушливых районах, где исследова-
ния ведутся с целью орошения, глубина почвенного разреза должна быть
4−5 м. Слои, залегающие глубже, если того требуют исследования, ха-
рактеризуются образцами, взятыми буром из скважины, которую можно
пробурить в дно разреза. Здесь важно проследить свойства глубинных
горизонтов − гранулометрический состав, водоподъемную способность
(по глубине залегания капиллярной каймы). При исследовании с агротех-
нической целью особо важно изучить свойства верхних горизонтов (па-
хотного и подпахотного).
Разрез ориентируется по компасу с юга на север. Передняя стенка
должна быть шириной 1 м.
Длина разреза определяется глубиной его с таким расчетом, чтобы
площадь дна была около 1 м2. Площадь вокруг головной части разреза --
не менее одного метра от передней стенки и боковых стенок (на длину
1 м) охраняется от затаптывания, засыпок глубинными горизонтами при
выбросе их из разреза. Необходимо помнить, что использованная пло-
щадь (особенно на сельскохозяйственном угодье) должна быть целесооб-
разно минимальной. К разрезу и к отдельным рабочим площадкам про-
кладываются одна тропинка, которой пользуются все работающие во
время работы. Полевое оборудование сосредотачивают около разреза в
одном месте -- на клеенке или брезенте.
В намеченном контуре разреза сначала снимают пахотный слой или
дерн и буртуют с одной стороны разреза. В ту же сторону складывают и
гумусовые горизонты, залегающие под дерном или пахотным слоем.
Нижние иллювиальные горизонты выбрасывают на другую сторону раз-
реза и в конец его.
В задней части разреза оставляют ступени для спуска. В исключитель-
ных случаях, например, когда исследования должны быть проведены на
ограниченной площади, ступени могут быть использованы как «рабочие »
площадки. Но при этом необходимо соблюдать следующее: площадь каж-
дой ступени должна быть не менее одного метра; они не должны затапты-
ваться. Поэтому их нужно оставлять на 3--5 см выше намеченной глубины
«рабочей» площадки и спуск в разрез разрешается по одной стороне.
При копке разреза проследить особенности почвенных горизонтов,
в дневнике нужно отметить трудно или легко входит в почву лопата, что
характеризует твердость и плотность; по налипанию почвы на лопату
можно судить о липкости. По выбросам на поверхность проследить из-
менение гранулометрического состава, структуры; наличие, характер и
глубину залегания новообразований, включений. Отметить глубину зале-
гания верховодки и грунтовых вод.
Глава I. Изучение строения почвы как природного тела
7
Когда разрез выкопан на заданную глубину, надо, прежде всего, взять
образцы со дна или нижней части стенки разреза. Затем зачистить и вы-
ровнять поверхность дна и определить намечаемый комплекс физических
свойств. После этого пробурить в дно разреза скважину. Вынимая образ-
цы из скважины, описать их, взять пробы в алюминиевые бюксы для оп-
ределения влажности. Остаток бурового образца завернуть в бумагу с со-
ответствующей этикеткой и присоединить к образцам, взятым из стенки
почвенного разреза. Закончив все определения на дне, зачистить и выров-
нять по вертикали переднюю и боковые стенки разреза, отпрепарировать
их ножом и приступить к подробному описанию почвы по профилю.
I.2. Профиль почвы
В естественных экосистемах обычно заметен горизонт на поверхно-
сти почвы, состоящий из растительных остатков (травяной войлок, лес-
ная подстилка из листьев и (или) хвои).
Под растительным войлоком, опадом, лесной подстилкой формиру-
ется горизонт, в котором скапливаются растительные остатки (детрит),
перегной, гумус. Часто горизонт пронизан корнями травяных растений
или мелких кустарничков. Когда корней нет, его называют перегнойным
и обозначают АО, когда же он пронизан корнями травяных растений, то
его называют дерновым и обозначают Ад. В случае если горизонт прони-
зан корнями мелких кустарничков, его можно назвать кустарничково-
корневым аккумулятивным горизонтом (Акк). Обычно ниже залегает
горизонт А1. Лишь у северных почв -- подзолов вместо А1 формируется
горизонт А2 (или по современному обозначению Е − элювиальный, гори-
зонт вымывания, из которого выносятся соединения железа, кальция и
др.). Ниже горизонта А и, если он есть, горизонта А2 (Е) идет горизонт В.
Он считается переходным к материнской породе, иллювиальным, если в
него вмываются соединения железа, гумус, то гумусо-железисто-
иллювиальным. Ниже горизонта В залегает горизонт С, почти незатрону-
тая почвообразованием почвообразующая порода. В зависимости от кли-
матической зоны горизонт С может не содержать карбонаты кальция
(умеренно-холодный пояс), или быть карбонатным (умеренно-теплый
пояс, степи), или даже содержать гипс (сухие степи) и растворимые соли
(сухие степи, пустыни) В зависимости от особенностей горизонта к его
заглавному индексу добавляют другие строчные индексы: f -- обогащен-
ный соединениями железа, h -- содержащий гумус, m -- обогащенный
илом, Са -- содержащий карбонаты и пр. Кроме того, вводят сложные
обозначения для переходных горизонтов: АВ, ВС -- между ясно выра-
женными основными горизонтами. Если почвенный профиль подстила-
ется другой породой, отличающейся от почвообразующей, то ее обозна-
чают как горизон т D. Приведенное строение почвенного профиля харак-
терно для так называемых минеральных почв, основного компонента
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
8
почвенного покрова суши. Но в природе широко распространены также
органогенные почвы, торфянистые и торфяники. Они сложены торфом,
который обозначается буквой Т. В случае, если поверхностный торфяной
горизонт имеет мощность не более 30 см, почву называют торфянистой,
при мощности от 30 до 50 см -- торфяной, свыше 50 см -- торфяником.
Ниже приводится список диагностических горизонтов, выделяемых
в классификации почв России (Л.Л. Шишов, В.Д. Тонконогов,
И.Н. Лебедева, 1997), в целях выявления классификационного положения
почвы. Как правило, во всех классификациях мира выделение диагности-
ческих горизонтов одинаково и в этом одно из главных достижений До-
кучаевской школы.
I.3. Диагностические горизонты почв
I.3.1. Естественные горизонты
O -- Подстилка. Поверхностный органогенный слой мощностью до
10 см. Состоит из остатков растений и в меньшей степени животных. Со-
держание органического вещества более 35%. Делится на
три подгоризонта: O1 -- опад, не разрушенные листья и хвоя; O2 -- труха,
слой состоит из разрушенного материала, фрагментов листьев, хвои, ве-
ток, часто его называют ферментативным; O3 -- горизонт состоит из пере-
гноя, в который превратились все растительные остатки, в зарубежных
классификациях его называют слоем гумусирования.
Т -- Торфяный. Органический материал, степень разложения не больше
45%. Содержание органического вещества >35%. Мощность слоя выше
10 см. В течение большей части вегетационного периода насыщен водой.
TJ -- Сухоторфянистый. Законсервированные остатки растений, скре-
пленные корнями травянистых растений (дерново -- сухоторфянистый)
или корнями кустарничков (багульник, карликовая береза, черника кус-
тарничково-корневой сухоторфянистый), большую часть вегетационного
периода находящиеся в сухом состоянии, разложенные на 45% и меньше,
больше 35% органического вещества.
TR -- Торфяно-минеральный. Торфяной горизонт к которому примешен
линзами, прослойками минеральный субстрат. Зольность субстрата > 30%.
TO − Торф олиготрофный, или сфагновый. Зольность ниже 10%.
ТЕ -- Торф эутрофный. Зольность больше 10%, состоит из разных
растительных остаток, в которых сфагновых мхов не преобладает.
Н -- Перегнойный. Темно-коричневый до черного, мажущийся, орга-
ническое вещество утратило свою форму, его содержание 20--35% от
массы.
АТ -- Грубогумусный. Органические остатки разной степени разло-
жения (<35%) в смеси с минеральным субстратом. Можно выделить два
вида этого горизонта: дерновый (Ад), пронизанный корнями трав, и кус-
Глава I. Изучение строения почвы как природного тела
9
тарничково-корневой (Акк), пронизанный корнями мелких кустарничков
(брусника, голубика, карликовая береза).
AY -- Светлогумусовый. Светло-серого, буровато-серого цвета, гумус
фульватный или гуматно-фульватный.
AU -- Темногумусовый. Серый до черного с бурым или коричневым
оттенком. Гумус -- фульватно-гуматный или гуматный.
W--Орга
но
ген
н
ыйс
лаборазв
и
т
ый (гумусо
в
ый, грубо
гумусо
в
ый),
мощностью до 5 см.
Е -- Белесый до белого. Не агрегирован, или состоит из пластинчатых,
листоватых, чешуйчатых агрегатов. Часто пластинки разламываются на
более тонкие пластинки, при этом, на нижней поверхности пластинок
более темная окраска (из-за микроортштейнов). Обычно более легкого
гранулометрического состава, чем нижележащий горизонт (в песчаных
почвах это не всегда заметно).
EL -- Элювиальный. Отличается от Е более темной окраской (серова-
той, палевой, буроватой). Может содержать гумус до 1.5%.
АЕ--(впо
следней к
л
ассифи
к
аци
и обо
знач
ают AEL). Гумусо
во
-
элювиальный. Светло-серый, серый, содержит больше 1.5% гумуса, ком-
коватый, комки могут разламываться на пластинки.
BHF -- Гумус
о
в
о
-железисто-иллювиальный, или альфегумусовый.
Обогащен вмытыми соединениями железа и гумуса. Много кутан и пле-
нок по призмовидным агрегатам и минеральным зернам. Кофейно-
коричневого или желто-охристого цвета.
ВТ -- Текстурный. Бурый или коричнево-бурый. Ореховатые, орехо-
вато-призматические и призматические агрегаты. На призматических
агрегатах обычно хорошо выражены кутаны. Иногда кутаны перекрыва-
ются скелетанами («кремнеземистой присыпкой»). Содержание ила в 1.4
раза больше, чем в верхнем элювиальном горизон те. Если превышение в
содержании ила в горизонте меньше 1.4, то горизонт выделяют как
ВI -- илисто-иллювиальный.
ВМ -- метаморфизованный горизонт бурого, коричневого цвета, от-
личающийся от вышележащего обычно большим содержанием гумуса
при отсутствии следов элювиирования в вышележащем слое. Иногда го-
ризонт называют горизонтом внутрипочвенного выветривания, сиаллит-
ного выветривания.
Вса -- Аккумулятивно карбонатный. Палевый или буровато-палевый.
Содержит максимальное количество карбонатов в профиле (не считая
подстилающую карбонатную породу). Карбонаты представлены бело-
глазкой, псевдомицелием, прожилками и т.п.
BSN -- Солонцовый. Столбчатые агрегаты тяжелого гранулометрическо-
го состава, часто выражены кутаны. Могут распадаться на призмы с кутана-
ми по граням. При более легком гранулометрическом составе представлен
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
10
ореховато-призматическими агрегатами. Обычно обогащен обменным Na
(свыше 15% от суммы обменных катионов). Щелочная реакция среды.
S -- Солончаковый. Обогащен растворимыми солями (свыше 1% от
массы почвы), в сухом состоянии горизонта образующие налеты, про-
жилки, корочки и пр.
V -- Слитой. Тяжелый суглинок или глина, вязкий во влажном со-
стоянии, очень твердый в сухом, плотность от 1.5 до 1.9. При высыхании
образуются широкие и глубокие трещины. В почвенной массе встреча-
ются зеркала скольжения и кутаны набухания.
TUR − турбированный. Состоит из перемешенных в результате меха-
нического воздействия (землерои, вывал) фрагментов разных горизонтов.
G -- Глеевый. Более 80% площади горизонта имеют морфохроматиче-
ские признаки оглеения (синеватую, голубоватую, сизую окраску с ло-
кальными ржавыми пятнами).
Q -- Криптоглеевый (гидрометаморфический). Оливковый, грязно се-
рый или стальной оттенок. Творжистая структура, пропитка гумусом,
затвердевшие натеки карбонатов по трещинам.
F -- Рудяковый, пропитан соединениями железа, образует прослойки,
плиту, скопление ортштейнов, занимающих более 50% объема.
ML -- Мергель луговой, сплошная карбонатная пропитка при выходе
кальциевых грунтовых вод.
КR -- Криотурбационный. Видны признаки перемещения почвенных
масс в результате замерзания и оттаивания почвы. Обычно тиксотроп-
ный, много фрагментов растительных остатков.
RU -- Горизонт из наноса гумусированного и RY -- нанос из не гуму-
сированного материала.
I.3.2. Горизонты, преобразованные деятельностью человека
Р -- агрогумусовый. Светло-серый пахотный горизонт, включающий
плужную подошву, неагрегированный или слабо комковатый, пороши-
стый, глыбистый.
PU -- агротемногумусовый. Серый до темно-серого, встречаются аг-
регаты, в том числе копролиты, но в целом глыбистый или порошисто-
комковатый.
РВ (РС) -- агроабразионный. В окраске преобладают цвета бурые.
Красноватые (включения гор. В).
РТ -- агроторфяный. Темный, серовато-коричневый, с сильноразло
разложившийся органической частью.
РТR -- агроторфяноминеральный. Разложившийся торф с значитель-
ной примесью минерального субстрата (песка, глины и пр.)
Х -- любой химически загрязненный горизонт.
Одноименные горизонты разных почв отличаются по физическим,
химическим и морфологическим признакам. В поле почвенные горизон-
ты в первую очередь выделяются по цвету, затем по структуре, грануло-
метрическому составу, новообразованиям.
Глава I. Изучение строения почвы как природного тела
11
I.4. Основные профили почв мира
Сочетание разных горизонтов приводит к формированию различных
почвенных профилей, которые можно разделить на две группы Слабо и
резко дифференцированные по строению.
К первой группе относятся профили, в которых дифференциация
в основном проявляется в распределении органического вещества в поч-
ве, в присутствии в верхней части почвы гумусового горизонта (Ад, Акк,
или АТ в новой классификации, А1, в новой классификации АY и АU).
К этой группе относят черноземы, дерновые, каштановые, бурые и серые
лесные почвы, сероземы, ферраллитные почвы (красноземы). Гумусовый
горизонт в этих почвах плавно переходит в горизонт АВ, а затем сменя-
ется гор. В. Они различаются мощностью гумусового горизонта. Так,
в черноземах мощность горизонтов А+АВ достигает 70--120 и даже
200 см (в кубанских черноземах). Напротив, в самых маломощных поч-
вах недифференцированного типа, в сероземах, мощность гумусового
горизонта едва достигает 10--15 см. Другие почвы дифференцированы по
структуре: так солонцы характеризуются горизонтом В столбчатой
структуры, над котором залегает горизонт А1, с неясно листовато-
пластинчатой структурой. Для подзолистых почв и солодей характерен
горизонт А2 (Е), элювиальный, обедненный илом. Именно эти почвы
дифференцированы по гранулометрическому составу (более легкие гори-
зонты А1 и А2(Е) подстилаются горизонтом В, более тяжелого грануло-
метрического состава. Иногда, в почти недифференцированных серых
лесных, или по новой номенклатуре, серых почвах, появляется белая
присыпка (ее называют кремнеземной, хотя, на самом деле, она состоит
не только из кремнезема, но и из зерен полевых шпатов и других минера-
лов). Дифференцированы по цвету и часто по гранулометрическому со-
ставу почвы с глеевым горизонтом. Многие исследователи отмечают, что
у некоторых бурых лесных и коричневых почв на глубине 40--60 см зале-
гает метаморфический горизонт, более тяжелый по гранулометрическому
составу, чем верхние горизонты, хотя по цвету, толща этих почв почти не
дифференцирована. Друг от друга почвы в первую очередь отличаются
морфологическими свойствами, а затем уже физическими и химически-
ми, что позволяет относить их к разным типам, подтипам, родам и видам.
I.5. Морфологические свойства почв
I.5.1. Описание почвы
Рекомендуются следующая последовательность при описании поч-
венного профиля. Разделить почвенный профиль на генетические гори-
зонты. Определить границу вскипания от 10%-ой НСl. Мощность гори-
зонтов определить по передней и боковым стенкам разреза. Для этого
через каждые 10 см провести вертикальные линии от поверхности до дна
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
12
разреза. Из всех промеров рассчитать среднюю мощность каждого гори-
зонта. Наметить глубины взятия образцов, а также глубины «рабочих»
площадок по генетическим горизонтам (рабочая площадка -- выровненная
поверхность генетического горизонта, на которой будут определяться
физические свойства почвы).
В дневнике зарисовать почвенный профиль (цветными карандашами
или штриховкой) в определенном масштабе. Показать на рисунке грани-
цу и особенности генетического горизонта -- выраженность структуры,
распределение корней, видимые новообразования и включения.
Последовательность в описании генетических горизонтов: влажность,
цвет, гранулометрический состав, структура, сложение, новообразования,
включения, переход в следующий горизонт.
В полевых условиях при описании почвы используют визуальные ме-
тоды; так предварительно определяется гранулометрический состав,
влажность. При тщательном выполнении методики эти субъективные
приемы позволяют получать результаты, которые близко совпадают с
результатами, полученными аналитическими методами.
Описание следует начинать с определения влажности, так как от степени
увлажнения зависит цвет почвы, твердость, выраженность структуры и т.д.
I.5.2. Влажность почвы
Визуальное определение по Н.А. Качинскому
Сухая -- в
лаж
но
ст
ьн
и
ж
е мак
си
мал
ь
ной г
игроско
пи
ческой; поч
ва
пылит;
Суховатая -- не формуется, но и не пылит; при сжатии между пальца-
ми на образце почвы остается след пальца, что соответствует влаге завя-
дания растений;
Сыроватая -- формуется слабо и неустойчиво; при раскатывании рас-
падается; влажность соответствует приблизительно 50% от полевой вла-
гоемкости;
Сырая -- хорошо формуется -- раскатывается в шнур, от воды не бле-
стит; влажность оптимальная для обработки почвы;
Весьма сырая -- блестит от воды, но вода не выжимается; глина и суг-
линок хорошо формуются, высокая липкость; влажность соответствует
полевой влагоемкости;
Мокрая -- вода выжимается (сочится из стенок разреза).
I.5.3. Цвет почвы
Окраска почвы изменяется в зависимости от освещенности, влажности,
распыленности: сырая -- более темная; растертая и измельченная светлее,
чем в ненарушенном сложении. Поэтому в дневнике нужно отметить, при
каких условиях и в каком состоянии увлажнения проводилось описание
почвы. Дать определение цвета по влажному и сухому образцу.
Глава I. Изучение строения почвы как природного тела
13
Приступая к описанию, нужно отметить, однороден или не одноро-
ден по окраске генетический горизонт, какой цвет является основным;
как выражена неоднородность -- затеками (карманами), пятнами; их раз-
меры, происхождение.
Цвет почвы во все периоды исследования почв был первым призна-
ком, на который обращали внимание почвоведы. Именно по цветовому
признаку были названы такие почвы, как чернозем, подзол, краснозем,
серые лесные, каштановые, бурые, палево-подзолистые, терра-росса
(красноцветные почвы субтропиков и теплого умеренного пояса на из-
вестняках, красно-бурые почвы), терра-фуска (бурая почва на известня-
ках), подбуры, сероземы, коричневые и пр.
По С.А. Захарову, наиболее важными в почве являются три группы
соединений: перегнойные вещества, соединения окиси и загаси железа,
углекислая известь, каолинит, кремнекислота.
Перегнойные вещества (органические и органоминеральные) обу-
словливают черную окраску, в небольшом количестве -- серую разной
интенсивности.
Соединения окиси железа при различном их количестве придают
почве красную, ржавую, оранжевую, желтую окраску.
В условиях избыточного увлажнения и недостаточной аэрации глу-
бинные горизонты имеют сизоватые, голубоватые, грязно-зеленоватые
тона, что связано с наличием записного железа.
Кремнекислота, углекислая известь и каолин, гидрат окиси алюминия
в большом количестве обусловливают белую и белесоватую окраску.
Цвет почвы зависит от минералов, составляющих массу почвы, сте-
пени дисперсности почв, содержания гумуса, формы соединений железа.
Так, многие алюмосиликаты и силикаты определяют светлые тона почвы
(полевые шпаты, кварц, другие оксиды кремния). Гумус и соединения
марганца создают в почве серые и темно-серые тона, так же, как влажный
торф. Высохший торф приобретает бурую окраску. Коричневый и бурый
цвета в почве создают гумус, растительные остатки, соединения железа
типа аморфной гидроокиси, гетита, особенно если соединения железа
образуют пленки на других минеральных зернах. Красный оттенок (цвет)
в почве создают соединения железа: гематит, ферригидрит. Охристые
тона также создают соединения железа (аморфные гидроокиси, тонко-
дисперсный гетит). Для более объективного определения цвета почвы
сейчас используют шкалу Манселла.
В системе Манселла выделяют три важных параметра: цвет (hue), яр-
кость (value), тон (chroma). Цвет ранжируется для почвы от красного (R)
до желтого (Y). Красный цвет без желтого в этой системе обозначается
10R, красно-желтые и желто-красные цветовые смеси при нарастании
желтизны имеют ранги: 0YR (равен 10R); 2.5YR; 5YR; 7.5YR; 10YR
(равнозначен 10Y), 2.5 Y; 5Y.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
14
Таблица I .1
Шкалы Манселла и традиционные названия цветов
Основной цвет почвы (hue)
Яр-
кость,
value
Тон,
chroma 10YR 2.5YR
5YR
7.5YR 10YR 2.5Y
5Y
8/− 1(0) −
− белый
белый белый белый белый
2
−
− белый
розова-
то-белый белый белый белый
3
−
− Бледно-
желтый розовый Очень
бледно-
бурый
-- бледно
желтый
4
−
−
бледно-
желтый
6
−
−
желтый красно-
желтый желтый желтый желтый
8
−
−
7/− 1(0) −
− Светло-
серый
светло-
серый Светло-
серый Светло-
серый светло-
серый
2
−
−
розово-
серый.
Светло-
оливково-
серый
3
−
− бледно-
желтый
− Очень
бледно-
бурый
--
бледно-
желтый
4
−
−
розовый
бледо-
желтый
6
−
−
желтый красно-
желтый желтый желтый желтый
8−
6/− 1(0) красно-
серый серый серый
серый серый серый Светло-
серый
2
Бледно-
красный Светло-
оливково-
серый
розово-
серый светло-
буро-
серый
светло-
буро-
серый
светло-
оливково-
серый
3
−
нет
бледно-
бурый светло-
буро-
серый
4
бледно-
крас-
ный
Свело-
красно-
бурый
бледно-
олив-
ковый
светло-
бурый светло-
желто-
бурый
светло-
желто-
бурый.
бледно.-
оливковый
6
оливково-
желтый красно-
желтый буро-
желтый оливко-
во-
желтый
оливково-
желтый
8
светло-
крас-
ный
светло-
красный
5/−
1 красно-
серый серый серый
серый серый серый серый
Глава I. Изучение строения почвы как природного тела
15
Продолжение таблицы I .1
Яр-
кость,
value
Тон,
chroma
Основной цвет почвы (hue)
10YR 2.5YR
5YR
7.5YR 10YR 2.5Y
5Y
2
слабо-
красный оливково-
серый
бурый серо-
бурый Серо-
бурый оливково-
серый
3
−
бурый
−
4
слабо-
красный
красно.-
бурый
6 красный красный
олив-
ковый
Интен-
сивно
бурый
желто-
бурый светло-
оливко-
во-
бурый
оливковый
4/-
1 темно-
красно-
серый
Темно-
серый темно-
серый
темно-
серый темно-
серый темно-
серый темно-
серый
2
слабо-
красный оливково-
серый
бурый темно-
серо-
бурый
темно-
серо-
бурый
одивково-
серый
3
--
бурый темно-
серобу-
рый
Оливково-
серый
4
Слабо-
красный
Красно-
бурый.
Оливковый
−
6 красный красный
−
интен-
сивно
бурый
темно-
желто-
бурый
оливко-
во-
бурый
оливковый
3/
1 Темно-
красно-
серый
Очень
темно-
серый
Очень
темно-
серый
Очень
темно-
серый-
очень-
темно-
серый
Очень
темно-
серый
черный
2 интенсив-
но крас-
ный
интен-
сивно
красный
темно-
оливково-
серый
очень
темный
серо-
бурый
очень
темный
серо-
бурый
3 Темно-
красный Темно-
красный
бурый
темно-
бурый
−
2/−
0 красно-
черный черный черный черный Темно-
желто-
бурый
черный
2 очень
интенсив-
но крас-
ный
Очень
интен-
сивно
красный
Очень
темно-
бурый
черный
4−
Темно-
красно-
бурый
Очень
темно-.
бурый
6 Темно-
красный темно-
красный
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
16
Яркость ранжируется фактически по поглощению и отражению света -- от
черного до белого (от 1, чернота, до 8, белизна). Аналогично ранжирует-
ся тон цвета (бледный, интенсивный и т.п.) от 1 до 8. Общая формула
выглядит так: цвет -- яркость -- тон, или 10R 6/4, где 6 -- яркость, 4 -- тон.
Выше приводится сводная таблица (I.1) оценки цветов в обычной форме
и по шкале Манселла. При переводе цветовых терминов использовали
следующие термины: pale -- бледный, light -- светлый, weak -- слабый, dark
-- темный , dusky -- интенсивный.
Ниже дается сравнительная таблица для цвета почвенных горизонтов,
используемых в диагностике российских почв и соответствующие им
индексы Манселла (табл. I.2).
Также используют отражающую способность почв для оценки, как
цвета почвы, так и содержания отдельных компонентов (гумуса, соеди-
нений железа).
Таблица I .2
Сравнение традиционных цветовых признаков почв и шкалы Манселла
Индекс по Манселлу
Цвет почвы
10YR 2.5YR 5YR 7.5YR 10YR 2.5Y 5Y
Белый
−
− 8/1..2 8/1 8/1..2 8/1..2 8/1..2
Розовато-белый
−
−
− 8/2..3 −
−
−
Желтый
−
−
8/6 8/6,
7/6 8/6 8/6,
7/6 8/6
Палевый, розо-
во-желтый
− 8/3..4,
8/6..8 −
−
−
−
−
Светло-серый
−
6/1, 5/1
Темно-серый
−
−
4/1
Темно-серо-
бурый
−
−
−
−
4/2 4/2
−
Серо-бурый
−
−
−
−
5/2 5/2
−
Бурый
−
−
−
4/2,
5/1 5/3
−
−
Темно-бурый
5/6 4/6
Коричневый
5/4,
4/4
Красный
4/6, 3/1, 3/3
Черный
2/0
2/0 3/0 3/3
Глава I. Изучение строения почвы как природного тела
17
I.5.4. Структура почвы
Описание морфологической структуры должно быть сделано по гене-
тическим горизонтам. При описании каждого горизонта нужно ножом,
стамеской или лопатой ваять из него небольшой образец и на лопате или в
руках встряхнуть несколько раз. Если горизонт структурен, то образец лег-
ко распаляется на отдельности. Чётко прослеживается структура отдель-
ных горизонтов при выбросе на поверхность во время копки разреза.
В дневнике нужно отметить выраженность структуры; структура ясно или
неясно выражена. Отметить тип структуры, размер агрегатов, выражен-
ность граней, налеты на гранях, пористость внутри агрегатов и другие осо-
бенности. Дать оценку структуры пахотного слоя с точки зрения агроно-
мической: по крупности отдельностей, их пористости, механической проч-
ности и водопрочности.
Механическая прочность, или связность, оценивается по усилию, кото-
рое требуется для раздавливания структурной отдельности пальцами. При-
чем, определение нужно сделать при полевой влажности и подсушив агре-
гат до воздушно-сухого состояния.
Для определения водопрочности отобрать несколько агрегатов, поло-
жить в стакан и залить водой (воду наливать осторожно по стенке сосуда),
слой воды на. 0.5 см выше слоя агрегата. Записать, за сколько минут агре-
гаты распадутся. В результате, одним из самых диагностических признаков
строения почв -- характер агрегатов, на которые делится почвенная масса.
В почвах встречаются следующие по формам и размерам агрегаты: комки,
глыбы -- свойственны пашням, пахотному слою, порошистые, зернистые,
ореховатые, крупноореховатые, призмовидн ые, столбчатые, плитчатые
чешуйчатые (Табл. I.3). Кроме того, в почвах встречаются такие структур-
ные элементы, как новообразования (ортштейны, карбонатные стяжения).
В песчаных и слитых почвах агрегаты отсутствуют. Такие почвы назы-
вают неагрегированными. Для суглинистых и более тяжелых почв свойст-
венны микроагрегаты, размером 0.25--0.1мм.
Важно представлять, в каких почвах и какие структурные элементы
преобладают и на какие элементы структуры природой наложен запрет
(табл. I.4). Естественные агрегаты в морфологии называют педами. Они
представляют собой образования, характеризующиеся определенным раз-
мером, водоустойчивостью, другими свойствами. При обработке, в пахот-
ном горизонте они переходят в комковато-глыбисто-порошистые струк-
турные отдельности. Все агрегаты состоят из элементарных почвенных
частиц, но механизмы образования агрегатов из этих частиц пока гипоте-
тичны. Теоретически элементарная почвенная частица -- это минерал, об-
ломок породы, их осколки, коллоиды, остатки растений. Именно элемен-
тарные почвенные частицы определяют гранулометрический состав почв,
который также можно детально характеризовать при полевых описаниях
почвенного профиля.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
18
Таблица I .3
Группы и виды почвенных агрегатов (по: [Захаров, 1931])
№
груп
пы
Группы
агрегатов Особенности строения Виды агрегатов
Размеры
агрегатов, мм
кубовидная -- равномерное развитие по трем осям
крупноглыбистые
>100
I глыбистая
грани и ребра плохо
выражены
мелкоглыбистые
100--50
крупнокомковатые 50--30
среднекомковатые
30--10
II комковатая то же
мелкокомковатые
10--0.5
III пылеватая
то же
пылеватые
< 0.5
крупноореховатые
>10
ореховатые
10--7
IV ореховатая грани и ребра хорошо
выражены, ребра острые
поверхность граней
ровная
мелкоореховатые
7--5
крупнозернистые
5--3
зернистые
(крупитчатые)
3--1
V зернистая
округлые, грани шеро-
ховатые, матовые, ино-
гда гладкие, блестящие
мелкозернистые-
порошистые
1--0.5
призмовидная -- развитие преимущественно по вертикальной оси (размеры по главной
оси) крупностолбовидные >50
столбовидные
50--30
VI столбовид-
ная
неправильная форма,
слабо выраженные гра-
ни, округлые ребра
мелкостолбовидные
<30
крупностолбчатая
>50
столбчатая
50--30
VII столбчатая грани и ребра выражены,
округлый верх
мелкостолбчатая
<30
крупнопризматиче-
ские
>50
призматические
50--30
VIII призмати-
ческая
острые ребра, часто
глянцевые, грани
мелкопризматические <30
плитовидная -- развитие преимущественно по горизонтальным осям. размеры по высоте
сланцеватые
>5
плитчатые
5--3
пластинчатые
3−1
IX плитчатая
слоеватая, с горизон-
тальной «спайностью»
листоватые
<1
скорлуповатые
>3
грубочешуйчатые
3--1
X чешуйчатая с небольшими изогну-
тыми плоскостями и
острыми ребрами
мелкочешуйчатые
<1
Глава I. Изучение строения почвы как природного тела
19
Таблица I.4
Сопряженность типов почв и почвенных агрегатов (агрегатной структуры)
Тип почвы Гори-
зонт Плит-
чатая Столб-
чатая Приз-
мо-
видная
Орехо-
ватая Зер-
нистая Ком-
коватая Глы-
бистая Пыле-
ватая Микро-
агрега-
ты
Е
х
−
−
−
−
х
х
х
−
Подзол
В
−
−
х
−
−
−
−
−
х
А1
х
−
−
−
х
х
х
х
х
Дерново-
подзолистая В
−
−
х
−
−
−
х
х
х
АЕх
−
х
−
−
х
−
х
−
Солодь
В
−
−
х
−
−
х
−
х
А
х
−
х
−
−
х
х
х
х
Солонец В
−
х
х
−
−
−
х
−
х
А
−
−
−
х
х
х
−
−
х
Серая лесная В
−
−
х
х
−
−
−
−
х
А
−
−
−
−
х
х
х
х
х
Чернозем В
−
−
х
−
х
х
−
−
х
А
−
−
−
−
х
х
х
х
х
Каштановая В
−
−
х
−
−
−
−
х
х
А
−
−
−
−
−
х
х
х
х
Серозем В
−
−
х
−
−
х
х
х
х
А
−
−
−
−
−
х
х
−
х
Краснозем В
−
−
−
−
−
х
х
х
х
А
−
−
−
х
−
х
х
х
х
Бурая лесная В
−
−
х
−
−
х
х
х
х
Примечание. х -- присутствие агрегатов данного типа
I.5.5. Гранулометрический состав
Гранулометрическим составом определяются почти все физические
свойства почвы -- адсорбционная, структурообразующая спо
собност
ь,
плотность, влагоемкость, тепловые и физико-механические свойства.
Глинистые и суглинистые почвы, например, содержат больше гумуса, и
питательных веществ, чем почвы супесчаные и песчаные.
Почвы легкого гранулометрического состава весной раньше прогре-
ваются, и обработку их можно начинать в более ранние сроки. Все поч-
венные исследования, проводимые в целях решения, разных задач, обяза-
тельно сопровождают определением гранулометри ческого состава. При
полевом морфологическом описании используются визуальные методы, а
в лабораторных условиях дается точное определение гранулометрическо-
го состава исследуемых почв принятыми методами анализа. Визуально
гранулометрический состав определяется «сухим» и «мокрым» методами.
«Сухой» метод. Небольшое количество сухой почвы (несколько зе-
рен) размять пальцами и растереть на ладони руки. В почвах тяжелых по
гранулометрическому составу -- глинистых, тяжелосуглинистых -- струк-
турные отдельности ребристы, раздавливаются с трудом; при растирании
большая часть втирается в кожу ладони, а при сбрасывании получается
пыльное «облако».
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
20
Структурные отдельности почвы более легкого гранулометрического
состава легко раздавливаются, при растирании лишь небольшая доля час-
тиц втирается в кожу ладони, ощущаются песчаные частицы, при сбра-
сывании не пылит.
«Мокрый» метод. Основан на свойстве пластичности почвы. Не-
большое количество почвы (4−5 г) смочить водой до состояния густой
пасты, тщательно перемешать и раскатать на ладони ребром другой руки
в шнур диаметром 3 мм. Шнур свернуть в кольцо диаметром 3 см.
Шнур сплошной, кольцо без трещин -- глина
Шнур сплошной, кольцо с трещинами -- суглинок тяжелый
Шнур сплошной, при свертывании в кольцо распадается на дольки --
суглинок средний
Шнур раскатывается, но трескается -- суглинок легкий
При раскатывании шнур распадается на дольки -- супесь
Шнур раскатать невозможно -- песок
Практически их состав и размер определяют после дезагрегации почв
(гранулометрический состав). Однако нет уверенности, что все исполь-
зуемые для этого методы дают истинный выход элементарных частиц. Об
этом говорят различия в результатах, полученн ых при использовании
разных методов диспергации почв. В естественных почвах размеры и
форма агрегатов (педов) устойчивая характеристика и иногда самая диаг-
ностичная. Так, чернозем от темно-серой лесной почвы различается зер-
нистой структурой агрегатов, в то время как горизонт В темно-серой
почвы -- ореховатой. Все остальные признаки очень близки и диапазон их
колебаний перекрывают их различия.
В пахотных горизонтах всех типов почв суглинистого гранулометри-
ческого состава и выше встречаются комковатые и глыбистые агрегаты.
Одним из главных факторов, определяющих формирование агрегатов --
их гранулометрический состав. Наличие или отсутствие некоторых агре-
гатов определяется кроме типа почвы ее гранулометрическим составом.
Поэтому целесообразно представить зависимость встречаемости агрега-
тов и других структурных элементов от гранулометрического состава
почв (табл. I.5).
Можно заметить, что в супесчаных и песчаных почвах не образуются
кутаны, трещины, ортштейны, не формируются ореховатые, зернистые,
столбчатые, призмовидные агрегаты, зато в почвах тяжелосуглинистых и
глинистых не встречаются ортзанды, псевдофибры, плитчатые и чешуй-
чатые агрегаты.
Агрегатное состояние играет очень заметную экологическую роль в
жизни и растений, и животных. Обычно, естественные почвы, как прави-
ло, хорошо агрегированы. Исследования показывают, что одним из глав-
ных свойств, отличающих почву от почвообразующей породы -- это гу-
мус и структура: новообразования и агрегаты.
Глава I. Изучение строения почвы как природного тела
21
Так, ореховатая структура горизонта В отличает серые лесные почвы
от всех других почв, столбчатые агрегаты типичны для солонцов, пла-
стинчатая структура -- для подзолистых почв и солодей. Все это позволя-
ет говорить о структуре, как важном диагностическом признаке почв.
Распашка почв приводит к разрушению естественной структуры и фор-
мирование общих для многих пахотных слоев комковато-глыбистой
структуры.
Таблица I .5
Схема связи форм структурных элементов и гранулометрического состава
почв
Содержание частиц <0.01 мм, % от массы
Типы структуры и
агрегатов
<10
песок 11--20
супесь 21--30
легкий
суглинок
31--40
средний
суглинок
41--50
тяжелый
суглинок
>50
глина
неагрегированная почва
раздельночастичная
х
х
пылеватая
−
−
х
х
−
−
слитая
−
−
−
−
х
х
новообразованные элементы структуры
трещины
−
−
−
х
х
х
ортштейны
−
х
х
х
х
х
псевдофибры и
ортзанды
х
х
х
−
−
−
манганы
−
−
−
х
х
х
пленки вокруг
минералов
х
х
х
−
−
−
кутаны
−
−
−
х
х
х
типы агрегатов
призматический
−
−
−
х
х
х
ореховатый
−
−
−
х
х
х
зернистый
−
−
х
х
х
х
комковатый
−
−
х
х
х
х
глыбистый
−
−
−
х
х
х
плитчатый
−
−
х
х
−
−
чешуйчатый
−
−
х
х
−
−
Естественные агрегаты, педы, позволяют корням растений быстро
осваивать верхний слой почвы, создают межагрегатные поры, по кото-
рым передвигаются корни и животные. В 30-х гг. после работ
А.Г. Дояренко (1963), В.Р. Вильямса (1950) было установлено, что физи-
ческие свойства почв в значительной степени определяются агрегирован-
ностью верхнего слоя. А.И. Ахромейко показал, что влияние агрегатов
достаточно противоречиво. Одна и та же почва, в естественном состоя-
нии по сравнению с растертым образцом в опыте А.И. Ахромейки спо-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
22
собствовала лучшей всхожести семян. Но в условиях вегетационного
опыта при постоянной оптимальной влажности почвы урожай на растер-
тых образцах был достоверно выше, чем на естественной почве. Отсюда
был сделан важный вывод, что агрегированная почва способствует луч-
шему прорастанию семян, но затем питание растений несколько ухудша-
ется из-за слабого контакта корней с почвой.
I.5.6. Сложение почвы
Под сложением понимают внешнее выражение степени плотности,
характера пористости и трещиноватости почвы. Оно зависит от грануло-
метрического состава, оструктуренности почвы, размера и формы от-
дельных гранулометрических и структурных элементов, их группировки
относительно друг друга. Сложение связано также с деятельностью поч-
венной фауны и корней растений, которые образуют ходы различного
диаметра, формы и направления.
По величине и форме пор и полостей различают следующее сложе-
ние почвы.
Пористость внутри структурных отдельностей или в сплошной поч-
венной массе: 1) тонко-пористое -- поры диаметром менее 1 мм; 2) порис-
тое -- 1−3 мм; 3) губчатое -- 3−5 мм; 4) ноздреватое (дырчатое) -- 5−10 мм;
5) ячеистое -- крупнее 10 мм.
По степени пронизанноcти видимыми порами почвенная масса может
быть: 1) слабопористой -- поры редкие, расстояние между ними 1.5−2 см;
2) пористой -- расстояние между порами около 1 см; 3) сильнопористой --
расстояние между порами 0.5 см и менее,
Полости между структурными элементами или отдельностями:
I) тонкотрещиноватые -- ширина трещин менее 3 мм, узкие, обычно вер-
тикальные (горизонты с мелкими структурными отдельностями); 2) тре-
щиноватые -- трещины 3−10 мм (для горизонтов с призматической и
столбчатой структурой); 3) щелеватые -- вертикальные полости размером
более 10 мм (столбчатые горизонте солонцов).
Полости, особенно тонкие, ясно видны лишь при сухом состоянии
почвы. Во влажной почве в результате набухания они слабо или совсем
не различимы.
По плотности сложения в сухом и свежем состоянии различают сле-
дующие степени.
1. Весьма плотное (слитое) сложение -- лопата не входит в почву.
Требуется применение кирки или лома (уплотненные горизонты слитых
черноземов, столбчатые и карбонатные горизонты солонцов).
2. Плотное сложение -- лопата с большим трудом входит в почву (глу-
бокие иллювиальные горизонты многих почв).
3. Рыхлое сложение -- лопата легко входят в почву, при выбросе мас-
са рассыпается (супесчаные почвы и верхние горизонты хорошо острук-
туренных суглинистых и глинистых почв).
Глава I. Изучение строения почвы как природного тела
23
4. Рассыпчатое сложение -- почва обладает сыпучестью (песчаные и
супесчаные почвы, а также поверхностные горизонты культурных тонко-
структурных почв).
Количественную оценку плотности и твердости почвы в отчете дать
по данным плотности почвы при естественной влажности, сопротивле-
нию почвы сдавливанию и расклиниванию.
Итак, в природе почва легко узнается по строению профиля, цвету
горизонтов, агрегированности почв. На основании этих признаков можно
выделить такие почвы, как подзолистые, дерново-подзолистые, серые
лесные, черноземы и др.
I.6. Микроморфология почв
Многие признаки почв хорошо проявляются при оценке их под ми к-
роскопом (Добровольский, 1983; Добровольский, Шоба, 1978; Ромашке-
вич, 1982; Герасимова и др., 1982; Таргульян, Шоба, 1981; Скворцова,
1999, 1993). Для этого из ненарушенного образца почвы, взятого в спи-
чечный коробок, изготовляют по принятой методике шлиф (проваривая
предварительно в канифоли).
В шлифе различают основную почвенную массу, поры и новообразо-
вания. Поры легко обнаруживаются в шлифе, особенно при использовании
скрещенных николей. Они дают представление о сложении почвы. Выде-
ляют поры между минеральными зернами и агрегатами (поры упаковки),
каналы, камеры, пузырьковые, трещины и поры неправильной формы.
К новообразованиям относят микроортштейны, они особенно харак-
терны для гор. Е подзолистых почв.
Основная масса почвы в шлифе делится на агрегаты: округлой и
овальной формы, пластинчатые и плитчатые, угловатые и неправильной
формы.
К округлым агрегатам относят биогенные образования, коагуляцион-
ные формы, ооидные агрегаты. Они встречаются в черноземах, в мерз-
лотных почвах. Коагуляционные агрегаты часто скреплены соединения-
ми железа, приурочены к почвам с промывным водным режимом. К пла-
стинчатым относят листоватые, чешуйчатые агрегаты.
По морфологии почв можно оценивать их свойства. Так, мощный гу-
мусовый минеральный горизонт обычно свидетельствует о высокой про-
дуктивности почв, об их пригодности для зерновых культур. Торфяни-
стые горизонты, так же, как новообразования типа ортштейнов и глеевые
горизонты говорят о временном или постоянном переувлажнении почв.
Плотные прослойки показывают, что существует ограничение для про-
никновения корней в почву. Солевые горизонты свойственны засолен-
ным почвам, столбчатый -- солонцам. Обе группы почв обладают низкой
продуктивностью.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
24
Исследование микроморфологии почв в полевых условиях
Из разрезов отбирают образцы для последующих анализов почв, в
том числе и на микроуровне. Для микроморфологии отбирают маленькие
монолиты с ненарушенным сложением. Размеры монолитов -- 34; 46;
68; 912 см.
Часто используют пустые спичечные коробки, в которые помещают
вырезанные прямоугольные образцы почв с ненарушенной структурой.
В случае рыхлых отложений приходиться закреплять образец в поле сме-
сью канифоли со спиртом, ацетоном или ксилолом в соотношении 1:3.
Обычные образцы цементируют в лаборатории тем же раствором. Приго-
товленную смесь нагревают при 100о, ею заливают подготовленные об-
разцы и нагревают в течение суток при 110−120о. Затем затвердевший
образец шлифуют на станке (формируя гладкую плоскость). Шлиф на-
клеивают на предметное стекло. Затем образец стачивается до толщины
0.03−0.02 мм. Толщина проверяется окраской зерен кварца в шлифе при
скрещенных николях. Если она серая, то толщина шлифа нормальная. С
помощью бальзама наклеивают на шлиф покровное стекло.
В почве под микроскопом выделяют следующие структурные эле-
менты: скелет (крупные зерна минералов), плазма (коллоидная масса ме-
жду минералами), органическое вещество, новообразования, поры. При
изучении физических свойств почвы, прежде всего, важно знать характер
порового пространства почвы. При этом следует помнить, что исследова-
тель имеет дело со случайной плоскостью сечения почвенной массы, по-
этому форма пор может иметь искаженный характер. Но обще представ-
ление о порозности (пористости) шлифы дают.
Основные выводы
Морфология почв отражает их химизм, в значительной степени опре-
деляет экологические функции почв (проникновение корней, питатель-
ный режим, снабжение водой, жизнь педофауны). Несколько цветов в
разных соотношениях определяют цвета почвенных горизонтов (белый,
черный, красный, голубой, бурый, желтый). Черные говорят о преобла-
дании в почве или гумуса, или соединений марганца. Белый цвет показы-
вает обычно отмытость кварцевых зерен от железистых пленок. Бурый
цвет -- обусловлен минералами железа и органическим веществом почвы.
Красный цвет связан с гематитом, ферригидритом и свидетельствует о
возможной гидротермальной обработке материала. Голубые и зеленова-
тые тона говорят о переувлажнении горизонта, об оглеении. Структурное
состояние почв, характер агрегатов с большой вероятностью свидетель-
ствует о характер использования почв, в том числе, в ближайшем про-
шлом. Часто именно структурные отдельности позволяют отделить близ-
кие почвы друг от друга (чернозем выщелоченные от темно-серых лес-
ных почв) и т.д. Классификация всех почв начинается с выделения гене-
тических диагностических горизонтов, характеристики почвенного про-
филя и на основании этих данных отнесения почв к определенному поч-
венному типу.
Глава I. Изучение строения почвы как природного тела
25
Литература
Вильямс В.Р. Почвоведение. 1950.
Воронин А.Д. Методологические принципы и методическое значение кон-
цепции иерархии структурных уровней организации почвы. Вестн. МГУ.
сер.17, Почвоведение. 1979, №1.
Герасимова М.И., Губин С.В., Шоба С.А. Микроморфология почв
природных зон СССР. Пущино, 1992.
Дмитриев Е.А.*Теоретические и методологические проблемы почвоведе-
ния. ГЕОС. М.2001.
Дмитриев Е.А, Карпачевский Л.О., Соколова Т.А, Строгано-
ва М.Н., Шоба С.А.. Организация дерново-подзолистой почвы и струк-
тура лесного БГЦ. Сб. «Структурно-функциональная организация биогеоце-
нозов». М., «Наука», 1980.
Добровольский В.В. Микроморфология новообразований гидроксидов же-
леза и гиббсита в тропических продуктах выветривания. Микроморфологическая
диагностика почв и почвообразовательных процессов. М., «Наука», 1983.
Добровольский Г.В., Шоба С.А. Растровая электронная микроскопия.
М., МГУ, 1978.
Дояренко А.Г. Избранные сочинения. М. 1963.
Захаров С.А. Курс почвоведения. М.−Л., Госиздат, 1931.
Кауричев И.С. под. ред. Почвоведение М. Колос. 1982.
Корнблюм Э.А. Основные уровни морфологической организации почвен-
ной массы. Почвоведение. 1975, №9.
Корнблюм Э.А., Михайлов И.С., Ногина Н.А., Таргульян В.О.
Базовые шкалы свойств морфологических элементов почв. М. 1982.
Раменский Л.Г. Введение в комплексное почвенно-геоботаническое ис-
следование земель. М. 1938.
Розанов Б.Г. Генетическая морфология почв. М., МГУ, 1975.
Ромашкевич А.И., Герасимова М.И. Микроморфология и диагности-
ка почвообразования. М., «Наука», 1982.
Скворцова Е.Б. Строение порового пространства естественных и антро-
погенноизменённых почв. Авт. дисс. докт. с.-х. наук. М., 1999.
Скворцова Е.Б., Морозов Д.Р. Микроморфометрическая классифика-
ция и диагностика строения порового пространства почв. Почвоведение. № 6,
1993.
Таргульян В.О. Соколова Т.А., Бирина А.Г., Куликов А.В.,
Целищева Л.К. О
р
г
а
н
и
з
а
ц
и
я
,с
о
с
т
а
виг
е
н
е
з
и
сд
е
р
н
о
в
о
-палево-
подзолистой почвы на покровных суглинках. Аналитическое исследование.
М., 1974.
Таргульян В.О., Шоба С.А. Микроморфология почв -- объём понятия и
место в почвоведении. Бюлл. почв. ин-та им. В.В. Докучаева, вып.28, 1981.
Шишов Л.Л., В.Д. Тонконогов, И.Н. Лебедева. Классификация
почв. М. Изд. РАСХН. 1997.
ГЛАВА II
ТВЕРДАЯ ФАЗА ПОЧВЫ
Теория
II.1. Фазы почвы, их соотношение. Плотность твердой фазы,
почвы, агрегатов
Представим, что мы взяли единицу объема почвы в виде некоторого
параллелепипеда, внутри которого имеются соответствующие объемы,
занятые воздухом, водой и твердой фазой почвы (рис. II.1). Все три ука-
занные фазы имеют соответствующие границы межфазного раздела. На
этих границах происходят такие важные явления, как адсорбция, десорб-
ция и другие, свойственные явлениям на межфазных границах. Именно
благодаря наличию трех фаз почва и характеризуется как многофазное
тело. Перед тем как переходить к количественным выражениям и расче-
там, укажем, что основными единицами измерения объема и массы в дан-
ном разделе будут см3 и г.
Если обозначить весь рассмотренный объем почвы через Vt, объемы
твердой, жидкой и газообразной фаз через Vs, Vw и Vair, а массы соответ-
ствующих фаз через ms, mw и mair (которая близка к нулю и в дальнейшем
не рассматривается), то можно получить основные характеристики поч-
вы. В частности, отношение массы твердой фазы почвы (минеральные,
органические частицы) к ее объему -- это плотность твердой фазы поч-
вы, s,:
s
s
s
m
V
-- плотность твердой фазы почвы, г/см3. (II.1)
Если соотнести массу твердой фазы почв к общему объему, то полу-
чим величину плотности почвы, ρb, -- массу единицы объема почвы в ее
естественном, ненарушенном состоянии:
s
b
t
m
V
-- плотность почвы, г/см3.
(II.2)
Плотность почвы -- одно из основных, фундаментальных свойств
почвы. Без знания этой величины невозможны никакие расчеты, никакая
количественная оценка почв. Поэтому данные по плотности и порозности
почвенных слоев и горизонтов обязательно сопровождают полную харак-
теристику почвенного профиля.
Глава II. Твердая фаза почвы
27
Рис. II.1. Схема, поясняющая обозначения трех основных
фаз почвы (а) и составляющих ее агрегатов (б)
Подчеркнем, что по определению рассматривается объем почвы
в естественном состоянии, т.е. со всеми входящими в этот объем тре-
щинами, пустотами, макропорами. Это очень важно при оценке набу-
хающих трещиноватых почв, лесных почв с большим количеством ходов
землероев, каверн и пр. Здесь приходится отбирать такие представитель-
ные объемы почвы, чтобы в них вошли указанные поровые образования.
Кроме того, отметим, что хотя плотность почвы в большинстве случаев
приводится как независимое фундаментальное свойство почвы, строго
говоря, она не константа для данного почвенного горизонта, а зависит от
влажности почвы. В большей мере -- для суглинистых и глинистых почв,
в меньшей -- для песчаных. Эта зависимость плотности почвы от влажно-
сти носит название набухания (если влажность увеличивается) или усад-
ки (при иссушении) почв. Свойство плотности почвы является одним из
важнейших для различных аспектов оценки, прогноза, агрофизической
характеристики почвы.
По величинам, b и s, можно вычислить порозность почвы, как со-
отношение объема пор почвы к объему всей почвы:
= ts
t
VV
V
=1--
s
t
V
V=1--ρ
ρ
s
s
s
b
m
m=ρ
1ρb
s
[см3/см3].
(II.3)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
28
Если мы захотим узнать объем, занятый воздухом (εair), нужно вы-
честь из общей порозности объем, занятый водой. Учитывая, что пороз-
ность относится к 1 см3 почвы, то и содержание воды надо отнести
к 1 см3, т.е. объем воды (или массу воды, учитывая, что ее плотность в
данной размерности близка к 1) разделить на объем почвы. Это выраже-
ние объемной влажности почвы = Vw /Vt. Тогда:
air
(II.4)
Можно к понятиям порозности и плотности почвы подойти с другой
стороны. Мы определили, что плотность почвы -- это масса единицы объ-
ема почвы, т.е. г/см3. Однако в ряде случае рекомендуется использовать и
другую характеристику, обратную, в виде отношения определенного
объема почвы к массе этого объема, см3/г. Выражение «масса единицы
объема почвы » получило название удельного объема пор почвы (понятие
«удельное» почти всегда означает «отнесенное к массе, г, кг вещества») --
отношение объема пор почвы к массе твердой фазы почвы:
11
bs
Ф
[см3/г]
(II.5)
Нередко используют и другое выражение порозности в виде «приве-
денной пористости » или коэффициента пористости (е), как отношения
объема пор почвы к объему ее твердой части:
01
sb
sb
V
eV
(II.6)
Соотношения между указанными характеристиками порового про-
странства выглядят следующим образом:
ρs
e
Ф
иρb
Ф
(II.7)
Последние две величины, -- коэффициент пористости (е) и удельный
объем пор (Ф) -- характеризуют объем пор, отнесенный к неизменным при
возможных деформационных изменениях почв объему или массе твердой
фазы. Именно поэтому эти параметры порового пространства особенно
полезны при характеристике изменения пор почвы при уплотнении, поч-
венных деформаций, трещинообразовании и др. В почвоведении же тради-
ционно наиболее часто используется величина порозности почв, .
Плотность твердой фазы почв ( s) -- масса твердых компонентов
почвы в единице объема без учета пор.
Плотность почвы ( b) -- масса абсолютно сухой почвы в единице
объема почвы со всеми свойственными естественной почве пустотами.
Порозность (синоним -- пористость) почвы ( ) -- объем почвенных
пор в почвенном образце по отношению к объему всего образца
[см3/см3,%]. Рассчитывается по данным о плотности почвы ( b) и твердой
фазы почвы(s): = 1 --b/s[см3/см3].
Глава II. Твердая фаза почвы
29
Порозность аэрации (синоним воздухосодержание) -- разница меж-
ду общей порозностью и объемной влажностью почвы: air
.
Коэффициент пористости (син. пористость приведенная, е) -- от-
ношение общего объема пор в почве или грунте к объему твердой фазы
почвы. Коэффициент пористости соотносится с пористостью почвы (),
или с плотностями почвы (b) и твердой фазы почвы (s) по уравнению:
01
sb
sb
V
eV
Удельный объем пор почвы (Ф, [см3/г]) -- отношение объема пор
почвы к массе ее твердой фазы: 11
bs
Ф
.
Одной из специальных гипотез физики почв является гипотеза о
структурном строении почвенного вещества. Действительно, горизонт-
ный масштаб (т.е. отдельный почвенный слой, горизонт) рассмотрения
почвы состоит из более мелких единиц -- единиц масштаба почвенных
педов или агрегатов (рис. II.1,б). Соответственно, можно выделить и объ-
ем пор агрегатов, а также плотность агрегатов, их порозность. Исходной
характеристикой является плотность агрегатов -- а (г/см3). Аналогично
плотности почвы и ее твердой части плотность агрегатов -- это масса (ms)
единицы объема почвенного агрегата: a = ms /Va . Поэтому и пороз-
ность агрегата будет являться отношением объема пор агрегата ко всему
объему агрегата: агр=Vпор /Va. Последнее особенно важно: применительно
к объему всего агрегата. Важно потому, что нередко необходимо рассчи-
тать так называемую межагрегатную порозность -- отношение объема
пор, находящихся в поровом пространстве почвы между агрегатами, ко
всему объему почвы. Как видно, представленные порозности -- почвы,
агрегатов, межагрегатная -- величины, которые нельзя получить простым
вычитанием или сложением, так как их выражения имеют различные
знаменатели: в случае порозности почвы и межагрегатной порозности
объем пор относят к почве, а в случае агрегатной -- к объему агрегатов.
Здесь вступает в действие 1-е правило -- правило сохранения размерностей.
Для того чтобы рассчитать межагрегатную порозность, надо прежде всего
найти величину пор
агр
ε
t
V
V
-- величину так называемой суммарной агре-
гатной порозности, или отношения пор агрегатов к объему пор почвы:
пор
агр
ρρ
ρ
ρ
ρρ
ρ
аss
as
sbb
tt
s
ba
s
VVVmm
VVm
.
(II.8)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
30
Заметим, что 1
b
s
,а
1
1
bb
s
aa
sа
.
Тогда искомая нами величина составит
агр
11
(
1
)
1(1)
11
1
aa
a
aa
a
. (II.9)
Получив величину суммарной агрегатной порозности, можно рассчи-
тать межагрегатную порозность
межагр
агр
(II.10)
Знание всех величин порозностей -- почвы, агрегатов, межагрегатной
-- весьма важно во многих аспектах. В хорошо агрегированной почве ос-
новные запасы питательных веществ, микроорганизмов, влаги находятся
именно внутри агрегатов. Снижение агрегатной порозности -- яркое сви-
детельство ухудшения физического состояния почв, снижения всех поч-
венных функций. Именно почвенные агрегаты, прежде всего, обусловли-
вают почвенное плодородие, так как в их поровом пространстве хранятся
питательные вещества, влага, которые потребляют растения. Основная
функция межагрегатного пространства -- это проведение потоков ве-
ществ. В основном по межагрегатному поровому пространству происхо-
дит перенос воды и растворенных в ней веществ. Поэтому нередко ука-
зывают, что агрегатное пространство -- это хранилище основных почвен-
ных запасов, а межагрегатное пространство -- это транспортные пути,
пути миграции веществ. Функции этих частей порового пространства
почвы во многом различны: накопление и постепенное расходование во-
ды и веществ из агрегатной порозности, быстрый транспорт веществ в
профиле почв по межагрегатной. Поэтому и при анализе полученных
величин следует делать соответствующие выводы.
Итак, плотность и пористость -- базовые, основные свойства почв.
Именно в порах происходят все почвенные процессы. В порах распреде-
ляются корни растений, живут микроорганизмы, мелкие животные. Со-
отношение воды и воздуха в порах почвы определяют окислительно-
восстановительный режим почв. Поры определяют передвижение воды в
почве, вынос соединений из почвенного слоя, капиллярный подъем воды
в почвах. Всю совокупность пор почвы называют общей порозностью. В
зависимости от гранулометрического состава и агрегированности почв
объем общей порозности закономерно изменяется (табл. II.1).
От глин к суглинкам уменьшается общая порозность почв, агрегиро-
ванность, в том числе и микроагрегаты, заметно увеличивают пороз-
ность. Порозность агрегатов меньше общей порозности, так как послед-
няя включает 10--40% межагрегатной пористости. Для понимания поч-
венных процессов, таких, как движение воды в почве, проникновение в
почву корней необходимо знать размеры почвенных пор и их конфигура-
цию. Корневые волоски могут проникать лишь в поры с диаметром круп-
нее 0.01 мм, мелкие корешки -- в поры крупнее 0.1 мм, простейшие и водо-
росли живут в порах с диаметром крупнее 0.02 мм, бактерии -- 0.001 мм.
Глава II. Твердая фаза почвы
31
Таблица II.1
Плотность и пористость почв (по А.Д. Воронину, 1986)
Плотность, г/ см3
Пористость, % от объема почвы
Горизонт,
глубина,
см
тв. фазы
почвы
почвы общая агрегат-
ная
межаг-
регатная
агрегат-
ная
средне-
взве-
шенная
Дерново-подзолистая почва
Апах, 10-20 2.66
1.32 50.4
37.5
12.3
41.2
A2, 27-31
2.67
1.45 45.6
36.0
9.6
36.1
A2B1, 35-45 2.69
1.57 41.6
31.7
9.9
35.2
B1, 45-55
2.70
1.44 46.7
22.8
23.9
30.0
B2, 55-65
2.70
1.70 37.0
26.7
10.3
29.8
Чернозем типичный мощный
AдAl, 5-15
2.62
1.11 57.8
19.1
38.7
30.3
A1, 15-25
2.61
1.16 55.5
20.8
34.7
31.0
B1, 60-70
2.63
1.21 54.0
27.0
27.0
37.1
B2, 90-1000 2.68
1.25 53.4
38.2
15.2
44.7
BC, >130
2.64
1.34 55.4
39.7
15.7
45.0
Темно-каштановая почва
A, 2-25
2.65
1.28 52.0
34.0
18.8
B1, 26-35
2.68
1.44 46.0
31.0
15.0
B2, 90-100
2.71
1.65 39.0
30.0
9.0
C, 56-75
2.71
1.75 35.0
29.0
6.0
Краснозем типичный
Aпах, 10-20 2.58
0.67 74.0
46.3
27.7
60.2
B1, 25-35
2.76
0.85 69.2
43.5
25.7
58.3
B2, 40-50
2.81
1.00 64.4
25.9
38.5
42.1
BC, 80-90
2.82
0.92 67.4
29.9
37.5
47.9
Оптимум же по данным большинства исследователей (Бондарев,
1981 и др.) для суглинистых почв находится в области от 1.0 до 1.3 г/см3.
Если говорить о порозности почвы, которая является прямой функцией
от плотности почвы, то и для этой величины предложен ряд критериев и
диапазонов оптимальности. Н.А. Качинский (1965) предложил выделять
следующие диапазоны по порозности почвы (порозность почв в см3/см3):
- отличная (культурный пахотный слой) -- 0.65--0.55;
- удовлетворительная для пахотного слоя -- 0.55--0.50;
- неудовлетворительная для пахотного слоя -- <0.50;
- чрезмерно низкая -- 0.40--0.25.
Важно отметить, что оптимальные диапазоны плотности пахотного
слоя различаются для песчаных и суглинистых почв. Рекомендуется ис-
пользовать следующие пределы оптимальных диапазонов плотности для
разли чных почв (табл. II.2):
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
32
Таблица II.2
Оптимальные диапазоны плотности (по А.Г. Бондареву, 1981)
Гранулометрический состав
(текстура) почвы
Оптимальный диапазон плотности
(г/см3)
Глинистые и суглинистые
1.0--1.30
Легкосуглинистые
1.10--1.40
Супесчаные
1.20--1.45
Песчаные
1.25--1.60
Определение размеров пор можно производит или в шлифах, исполь-
зуя морфометрические методы, или по количеству воды, удерживаемой
почвой при разном потенциале почвенной воды. Чем меньше диаметр
капилляра, тем с большой силой удерживается вода в почве, тем боль-
шую силу следует приложить, чтобы извлечь эту воду из почвы. Оценка
порозности почвы по удерживаемой воде опирается на формулу Жюрена.
Существуют несколько классификаций пор по размеру. И. Либерот ис-
пользует следующую:
Таблица II.3
Типы пор дисперсных грунтов
Назва-
ние и
размер
пор
Связь пор со структурой
субстрата
Движение воды
в порах
В каких
породах
преобладают
Макро-
поры
(>1000
мкм)
Поры образованы обломка-
ми горных пород, остатками
растительных организмов,
ходами землероев, трещин а-
ми усадки при высыхании
слитых почв
Свободный сток грави-
тационной воды. Ка-
пиллярный подъем от-
сутствует (кроме сли-
тых почв)
Крупнооб-
ломочные,
биогенные,
слитые
Мезо-
поры
(1000-10
мкм)
Поры образованы мезо -- и
микроструктурными элемен-
тами, песчаными и пылева-
тыми зернами, остатками
растительных микроорга-
низмов
Движение гравитацион-
ной воды идет при на-
поре. Капиллярный
подъем идет быстро на
небольшую величину.
Песчаные,
лессовые,
биогенные
Микро-
поры
(10--0.1
мкм)
Поры образованы микроаг-
регатами и микроблоками,
отдельными минеральными
частицами, остатками расти-
тельных и животных орга-
низмов
Капиллярный подъем
идет медленно на боль-
шую высоту. Движение
гравитационной воды
отсутствует
Органо-
химические
и слабосце-
ментирован-
ные, глини-
стые, био-
генные
Ультра-
капил-
лярные
поры
(<0.1
мкм)
Поры микро -- и ультрамик-
роагрегатов, микро- и ульт-
рамикроблоков
Гравитационное и ка-
пиллярное передвиже-
ние воды практически
отсутствует, поры за-
полнены связанной
водой
Глинистые
Глава II. Твердая фаза почвы
33
Крупные поры, диаметр больше 10 мкм. Разделяют на поры быстрого
дренажа (>50 мкм и замедленного дренажа -- 10--50 мкм.)
Средние поры: диаметр 0.2--10 мкм. Вода прочно удерживается в
этих порах, но корни еще проникают в эти поры.
Мелкие поры, диаметром <0.2 мкм. Вода прочно удерживается в по-
рах. Корни, в том числе корневые волоски не проникают в поры.
В грунтоведении (инженерной геологии) применяется несколько дру-
гая классификация пор пород (Е.М. Сергеев, табл. II.3).
Оценка пор почвы будет неполной, если не будет учтена форма пор.
Выше говорилось, что форма пор оценивается в шлифах. Е.Б. Скворцова
разработала критерий F (критерий формы) для оценки формы пор. Он
характеризуется формулой: F = (4S/P2+D/L)/2, где F -- обобщенный фак-
тор формы, S -- площадь, Р -- периметр, D -- ширина, L -- длина пор в шли-
фе. На основании фактора формы (F) можно охарактеризовать микропо-
ры почвы (табл. II.4)
Таблица II.4
Группировка почвенных пор в шлифах по величине фактора формы F
Значение
фактора F Форма среза пор
Описание пор
<0.2
Трещиновидная Трансагрегатные трещины, трещиновидные
поры упаковки угловато-блоковых и пла-
стинчатых структурных отдельностей
0.2 -- 0.4 Вытянутая изре-
занная
Поры упаковки комковато-зернистых агре-
гатов и состоящих из них блоков, другие
вытянутые изрезанные поры в агрегирован-
ной и неагрегированной почве
0.4 -- 0.6 Изометричная
изрезанная
Поры упаковки округло-комковатых агрега-
тов, поры в слабоагрегированной почве
0.6 -- 0.8 Изометричная
слабоизрезанная
Каналы в субпоперечном срезе, слабоизре-
занные поры, защемленные в неагрегиро-
ванной почве
0.8 -- 1.0 Округлая и близ-
кая к округлой Каналы в поперечном срезе, камеры, пу-
зырьки
Приведенная система оценок позволяет понять структуру порового
пространства почвы, прогнозировать движение воды в ней. Так, ясно, что
в зависимости от ориентации поры или трещины они могут ускорять
фильтрацию воды в почве (вертикальные трещины) или не участвовать в
фильтрации (при горизонтальной ориентации).
Плотность агрегатов, из которых слагается почва, естественно, выше
плотности почвы. Заметим также, что плотность агрегатов, как правило,
возрастает в более мелких агрегатах. И это вполне понятно: крупные аг-
регаты состоят из более мелких и более плотных. Об этом свидетельст-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
34
вуют данные А.Д. Воронина (1986) по изменению плотности агрегатов в
зависимости от их размеров для разных почв (табл. II.5).
Таблица II.5
Влияние размера агрегата на плотность его сложения
(по А.Д. Воронину, 1986)
Размеры агрегатов, мм
Горизонт,
глубина, см
10--7 7--5 5--3 3--2 2--1 Плотность
почвы, г/см3
Дерново-подзолистая почва
Апах 10--20 1.47 1.55 1.58 1.61 1.69
1.32
A2 27--31 1.64 1.66 1.69 1.70 1.74
1.45
A2B1 36--45 1.65 1.72 1.75 1.78 1.83
1.57
B1 45--55 1.83 1.88 1.89 1.93 1.95
1.44
B2 55--65 1.84 1.88 1.93 1.95 1.94
1.70
Чернозем типичный мощный
AдA1 5--15 1.52 1.64 1.68 1.74 1.70
1.16
A1 15--25 1.42 1.48 1.68 1.70 1.75
1.11
B1 60--70 1.52 1.55 1.71 1.73 1.62
1.21
B2 90--100 1.35 1.35 1.58 1.52 1.61
1.25
BC >130 1.47 1.31 1.47 1.54 1.64
1.34
Темно-каштановая почва
A
2--25 1.79 1.73 1.77 1.80 1.80
1.28
B1 26--35 1.87 1.84 1.88 1.89 1.90
1.44
B2 36--53 1.90 1.89 1.90 1.94 1.95
1.65
C 56--75 1.95 1.92 1.92 1.94 1.95
1.75
Краснозем типичный
Aпах 10--20 1.08 0.95 1.06 0.97 1.06
0.67
B 25--36 1.38 1.37 1.41 1.34 1.35
0.85
B 40--50 1.60 1.62 1.60 1.64 1.66
1.00
C 80--90 1.49 1.49 1.50 1.48 1.51
0.92
Во всех почвах кроме красноземов плотность агрегатов явно увели-
чивается с уменьшением размеров агрегатов. Значительное превышение
плотности агрегатов над плотностью почвы в целом связано с тем, что
плотность почв включает порозность упаковки агрегатов, которая может
достигать значительной величины.
Как было показано выше, плотность почвы определяется твердой фа-
зой почвы и упаковкой составляющих ее частиц и агрегатов. Плотность
самой твердой фазы почвы зависит от минералогического состава и со-
держания гумуса. Она определяется, обычно, пикнометрически, при за-
полнении водой всех пор почвы. Почвы образуются из рыхлых осадоч-
Глава II. Твердая фаза почвы
35
ных пород, прошедших цикл выветривания, а эти породы содержат в ос-
новном, такие минералы легкой фракции, как кварц, полевые шпаты
слюды с небольшой, относительно, плотностью (табл. II.6).
Таблица II.6
Плотность некоторых широко распространенных минералов
Минерал
Плотность, г/см3
Кварц
2.65
Полевые шпаты: ортоклаз
2.56
Полевые шпаты: плагиоклаз
2.60--2. 76
Слюды
2.76--3.00
Глинистые минералы (алюмосиликаты)
2.00--2.70
Гидроокиси железа и алюминия
2.40--4.30
Такой же порядок плотности показывают и главные породы, обломки
которых присутствуют в разных осадочных породах и почвах (табл. II.7).
Таблица II.7
Средняя плотность (г/см3) изверженных пород (по Войтковичу)
Порода
Средняя плотность,
г/см3
Пределы колебания плотности
Гранит
2.67
2.52--2.81
Гранодиорит
2.72
2.67--2.79
Сиенит
2.76
2.63--2.90
Кварцевый диорит
2.81
2.68--2.96
Диорит
2.84
2.71--2.96
Норит
2.98
2.72--3.02
Габбро
2.98
2.85--3.12
Диабаз
2.97
2.80--3.11
Перидотит
3.23
3.15--3.276
Дунит
3.28
3.20--3.31
Пироксенит
3.23
3.10--3.32
Анортозит
2.73
2.64--2.92
Из этих данных видно, что плотность твердой фазы почв не может
превышать 3 г/см3. Практически эта плотность колеблется в пределах
2.50--2.90 г/см3. Если учесть, что плотность органического вещества поч-
вы не превышает величину 1.8, а плотность карбонатов равна 2.71 для
кальцита и 2.80--2.99 для доломита, то величины 2.60--2.80 наиболее ве-
роятны для всех почв. На практике нередко получаются значения плот-
ности твердой фазы ниже 2.40 и даже около 2.20 г/см3. Такие низкие зна-
чения пытаются объяснить высокой гумусированностью почв. Но иссле-
дования показывают, что, скорее, низкие значения плотности твердой
фазы определяются гидрофобностью почв, плохой их смачиваемостью
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
36
водой. Предварительное замачивание почвы в воде в течение трех суток
снимает эффект гидрофобности и позволяет получить результаты, соот-
ветствующие истинной плотности твердой фазы почв (вместо получен-
ной непосредственно 2.24 после замачивания в воде взятой навески поч-
вы 2.60 г/см3).
II.2. Методы определения плотности почв
II.2.1. Буровой метод определения плотности почв
(по Вадюниной, Корчагиной, 1986)
Определение плотности сухой почвы ненарушенного сложения нуж-
но обязательно проводить по генетическим горизонтам. Пахотный слой
характеризуется более подробно (по всей глубине) -- с поверхности, 10 и
20 см. При большой мощности нижележащих горизонтов определение
следует проводить также по двум или нескольким глубинам.
Из пахотного слоя по каждой глубине образцы должны быть взяты в
пятикратной повторности, для нижних горизонтов можно допустить
трехкратную.
Для определения плотности почвы предложено несколько методов и
приборов, в основу которых положены разные принципы. Наиболее из-
вестен буровой метод, который основан на взятии образца почвы нена-
рушенного сложения с помощью цилиндра-бура определенного объема.
В настоящее время существует много вариантов буров. Некоторые из них
имеют целевое назначение: для взятия образцов торфяных почв, лесной
подстилки и т.п.
Наиболее распространены метод и набор инструментов, разработан-
ные Н.А. Качинским.
Набор (рис. II.2) состоит из стальных цилиндров-буров объемом око-
ло 100 см3 (1) и около 500 см3 (2) для взятия образца; направителя (10)
для вертикального погружения цилиндра (малого) в почву; шомпола (8)
для вдавливания цилиндра в почву; молотка (3) для забивания цилиндра в
случае взятия образца из уплотненного горизонта; ножа (9), лопаточки
(7) и совка (6) для выемки цилиндра с почвой и удаления излишков поч-
вы, алюминиевых банок с крышками (4, 5) для хранения взятого почвен-
ного образца.
Цилиндры-буры для взятия образца почвы в данном наборе низкие,
но широкие для того, что сдавливание почвы при отборе пробы было
наименьшим. Диаметр режущей части цилиндра делается на 1 мм меньше
остальной его части. То и другое обеспечивает взятие образца без прес-
сования. Примерные размеры цилиндров бура малого: высота 40 мм, диа-
метр режущей части 56 мм, диаметр остальной части 57 мм. При объеме
цилиндра-бура около 500 см3 соответствующие параметры 80, 87, 88 мм.
Глава II. Твердая фаза почвы
37
Рис. II.2. Набор инструментов для определения плотности почвы буровым мето-
дом Качинского: 1 и 2 -- цилиндры-буры; 3 -- молоток; 4 и 5 -- алюминиевые банки
с крышками; 6 -- совок; 7 -- лопаточка; 8 -- шомпол; 9 -- нож; 10 -- направитель (Ва-
дюнина, Корчагина, 1986).
Большим цилиндром-буром (около 500 см3) берут образцы из рыхло-
го пахотного горизонта, а малым -- из уплотненных горизонтов. Можно
использовать малый бур по всем горизонтам, в таком случае необходимо
увеличить контроль в работе.
Направитель представляет собой колодку из прочного дерева с ци-
линдрическим отверстием в середине такой же высоты, как и цилиндри-
ческая часть шомпола. Шомпол имеет диаметр, равный внешнему диа-
метру цилиндра. Изготовляют его из крепкого дерева; для прочности его
цилиндрическую часть заключают в металлическую оправу.
Техника работы
Взятие проб почвы из пахотного слоя. Недалеко от разреза выделяют
незатоптанную площадку (1×1 м2), на которой в углах и в середине берут
пять проб большим цилиндром. С места взятия проб срезают растения, а
поверхность почвы выравнивают. На подготовленную таким образом
поверхность ставят цилиндр, закрывают его сверху небольшой квадрат-
ной доской (10×10 см) и, надавливая рукой, погружают в почву. Цилиндр
должен полностью заполниться почвой без ее уплотнения. Доску снима-
ют, закрывают цилиндр крышкой, окапывают вокруг ножом или лопа-
точкой и вынимают. Затем перевертывают, срезают излишки почвы но-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
38
жом вровень с краем цилиндра, очищают боковые стенки. Закрывают
нижней крышкой, перевернув и отняв верхнюю крышку, пересыпают
почву в сухой полиэтиленовый пакет и вкладывают этикетку. Взятые
образцы сохраняют от нагревания и намокания, поэтому удобно склады-
вать их в ящик или ведро и закрывать сверху клеенкой, полотенцем или
мешковиной.
Рядом с первой подготавливают площадку на глубину 10 см, а пер-
вую углубляют до 20 см и в том же порядке берут пробы. Если на этих
глубинах почва окажется плотной, то используются малые цилиндры.
Контроль для всех глубин пахотного слоя пятикратный.
При взятии пробы необходимо следить, чтобы цилиндр погружался в
почву строго вертикально. При перекосе образуется зазор между стенкой
цилиндра и почвой и объем взятой почвы не соответствует объему ци-
линдра. В таком случае этот образец нужно забраковать и взять другой.
Взятие проб почвы из уплотненных горизонтов. При этом использу-
ется цилиндр малого объема (около 100 см3). В соответствии с намечен-
ной глубиной (середина горизонта) надо хорошо выровнять площадку (не
менее 50×50 см). Во избежание перекоса при погружении малого цилин-
дра в плотный горизонт используют направитель. В отверстие его вкла-
дывают цилиндр, стенки которого предварительно слегка смазывают ва-
зелином. Надавливая рукой на шомпол, цилиндр погружают в почву. Как
только шомпол войдет в отверстие направителя до плечика, цилиндр бу-
дет погружен в почву на полную глубину. В тех случаях, когда образец
берут на сухих и плотных почвах, по головке шомпола ударяют деревян-
ным молотком (следует избегать резких ударов).
Направитель снимают и, закрыв цилиндр шомполом, окапывают поч-
ву вокруг него ножом или лопаточкой. Затем почву под цилиндром под-
резают таким образом, чтобы оставался некоторый излишек ее.
Не отнимая шомпола, цилиндр поднимают, переворачивают и ост-
рым ножом обрезают почву вровень с нижним краем его.
Цилиндр с наружной стороны очищают от приставшей почвы, ставят
верхним (более широким) краем над банкой. Почву выталкивают с по-
мощью ножа или специального шомпола, приставшую к стенке почву
соскабливают и тоже ссыпают в банку. Почву из цилиндра в банку следу-
ет переносить над листом чистой бумаги или на совочке. Упавшие на них
частицы ссыпают в банку. Совок рекомендуется делать узким, но высо-
ким, чтобы защищать почву от распыления при переносе ее.
Банку плотно закрывают крышкой и устанавливают в специальный
ящик с гнездами. Одновременно со взятием образца для определения
плотности отсюда же берут в сушильный стаканчик почву для определе-
ния влажности. Пробу почвы на влажность можно взять и после взвеши-
вания образцов в лаборатории. Для этого содержимое банок высыпают на
бумагу и быстро берут средний образец 15--20 г в сушильный стаканчик.
Глава II. Твердая фаза почвы
39
В рабочей тетради записывают горизонт и глубину взятия образца,
номера банок и сушильных стаканчиков.
Пробу на влажность из верхних горизонтов берут в три стаканчика,
из нижних -- в два.
Банку с почвой взвешивают с точностью до 0.01 г, затем почву мож-
но использовать для определения плотности твердой фазы, максимальной
гигроскопичности, а также для учета корней и т.д.
Зная массу банки с почвой и массу банки пустой, по разности нахо-
дят массу почвы при данной влажности. Определив влажность в процен-
тах, рассчитывают массу абсолютно сухой почвы. Делением массы абсо-
лютно сухой почвы на ее объем (объем цилиндра) получают плотность
сухой почвы ненарушенного сложения, или плотность скелета почвы.
Все записи оформляют в виде таблиц по форме, приведенной ниже.
Таблица II.8
Форма записи и вычисления плотности сухой почвы ненарушенного сложения
Почва, угодье, пункт
Горизонт, глубина, см
№ бюкса с образцом
Масса банки (а)
Масса банки +
сырая почва (b)
Масса сырой почвы
m1= (b-a)
Влажность W, %
Масса абсол. сухой почвы
mа-с= (m1×100) / (100+W)
Объем почвы Vt
Плотность почвы
ρb= mа-с / Vt
Плотность средняя
из повторностей
1234
5
6
7891011
По средним значениям плотности горизонтов строится профильный
график.
В полевых маршрутных исследования, когда нет возможности вы-
сушивать образцы при 105оС и необходимо проанализировать большое
количество разрезов, используют следующие последовательность взя-
тии, взвешивания и хранения образцов. В полевых условиях буриком
(известного объема около 100 см3) отбирают образцы в полиэтиленовые
пакеты. Образцы взвешивают на электронных весах с точностью до 0.1
г (m1), пакеты открывают, и образцы сушат до воздушно-сухого состоя-
ния (m2). Еще раз взвешивают. Далее из воздушно-сухого образца бе-
рется проба в несколько граммов на гигроскопическую влажность, ко-
торую определяют в лаборатории. Зная гигроскопическую влажность и
массу образца в воздушно-сухом состоянии, можно рассчитать абсо-
лютно сухую массу образца (ma-c), как отношения массы воздушно-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
40
сухого образца к гигроскопической влажности:
2
a-c
г
100
100
m
mW
,гдеWг--
гигроскопическая влажность, в %. Итоговая формула для расчета плот-
ности при такого рода определениях будет выглядеть:
a-c
бурика
s
b
t
mm
VV
.
Следует также рассчитать влажность почвы при отборе образца на плот-
ность (полевую влажность):
1a
-
c
полевая
a-c 100
mm
W
m
.
II.3. Методы определения плотности твердой фазы почв
II.3.1. Метод пикнометров (водных пикнометров)
Наиболее распространенным, удобным и, главное, простым методом
является пикнометрический. Этот метод основан на использовании сосу-
да с точно известным объемом -- пикнометра. Обычно это мерные колбы
объемом от 50 до 100 мл с нанесенной на узком горле риской точного
объема (рис. II.3). Точно определить объем пикнометра -- одна из важ-
нейших операций анализа. Его определяют, заполняя пикнометр деаэри-
рованной (кипяченой и остуженной) дистиллированной водой. Взвеши-
вая сухой пикнометр и пикнометр с водой можно определить его объем
(V1) как разность масс, деленную на плотность воды, взятую из таблиц с
учетом температуры. Затем в пикнометр берут навеску растертой и отсе-
янной через сито 1 мм почвы вместе со всеми включениями (корешки и
пр.), новообразованиями (ортштейны, карбонатные образования и пр.).
Рис. II.3. Определение плотности твердой фазы почвы
Глава II. Твердая фаза почвы
41
Взвешивают. Заливают дистиллированной водой в таком количестве,
чтобы поверхность почвы была покрыта слоем воды 3--5 мм. Пикнометр с
полученной почвенной суспензией оставляют на 10--12 часов для полного
смачивания. Затем доливают водой до 1/3 объема пикнометра и кипятят
суспензию 1 час. Эти операции необходимы для удаления адсорбирован-
ного на частицах воздуха, которые вносят систематическую ошибку в
конечный результат, снижая реальную плотность твердой фазы почвы.
После этого доливают пикнометр до метки. Взвешивают, получая массу
пикнометра с почвой и долитой водой.
Все операции схематично представлены на рис. II.3.
Одновременно определяют влажность образца воздушно-сухой поч-
вы, так называемую гигроскопическую влажность, Wг.
Рассчитывают плотность твердой фазы -- ρs:
1
г
100
(100 )
s
s
m
m
VW
V
.
(II.11)
где ms -- масса абсолютно сухой почвы (г), m1 -- масса воздушно сухой
почвы в пикнометре (г), Wг -- гигроскопическая влажность (% к массе
абсолютно сухой почвы), V -- объем почвы в пикнометре (см3), рассчиты-
ваемый как V = V1 -- (m3 -- m2)/ w, где V1 -- объем пикнометра (см3), m3 --
масса пикнометра с почвой после кипячения и долитой до метки водой,
m2 -- масса пикнометра с почвой (г), ρw -- плотность воды (г/см3). Второй
член разности (m3 -- m2)/ w представляет собой не что иное, как объем
долитой воды.
II.3.2. Метод воздушных пикнометров
Нередко плотность твердой фазы определяют газовым методом --
с помощью газового пикнометра. Принцип метода основан на законе
Бойля--Мариотта: 11 2 2
PV PV
, где P и V -- давление и объем некоторой
газовой камеры в состояниях 1 и 2. Если объем камеры изменить на V,
тогда V1=V2+ V. Соответственно,
12
2
2
()
PVVPV
и
л
и
11
2
21
PV PV
VPPP
. Это уравнение означает, что конечный объем каме-
ры может быть измерен по изменению давления и объема камеры. Если в
камеру положить почвенный образец, можно рассчитать объем твердых
частиц и жидкости (если образец влажный), помещенных в камеру:
[V2 (без образца) -- V2 (с образцом)]. Зная объем и массу абсолютно сухого
образца, можно рассчитать плотность твердой фазы.
Такого рода измерения производят в газовых пикнометрах. Пример
этих приборов приведен на рис. II.4.
Камера для почвенного образца соединена с ртутным манометром
для контроля давления и с поршневой камерой, по которой точно регист-
рируется изменение объема. Измеряют начальное давление (Р1) по ртут-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
42
ному манометру. Затем с помощью поршня изменяют объем на некото-
рую величину (V) и регистрируют изменение давления (Р). По данным
о Р1, V и Р можно рассчитать величину V2(без образца)- объем газовой
камеры (камера для образца вместе с поршневой). Затем в камеру поме-
щают почвенный образец, абсолютно сухая масса которого ms, и повто-
ряют все те же операции. Рассчитывают V2 (с образцом) и объем твердой
фазы почвы [V2(без образца) -- V2(с образцом)], а затем плотность твердой
фазы: s= ms/ [V2(без образца) -- V2(с образцом)].
Этот метод определения плотности твердой фазы почвы распростра-
нен преимущественно в американской школе физиков почв («Methods of
Soil Analysis», 1986). В российской школе отдают предпочтение просто-
му и общедоступному водному пикнометрическому методу.
Рис. II.4. Схема газового пикнометра для определения
плотности твердой фазы почвы
II.4. Методы определения плотности агрегатов и педов
II.4.1. Метод парафинирования агрегатов (по Вадюниной, Кор-
чагиной, 1986)
Метод фиксирования почвенных образцов парафином известен давно
и его применяли в своих исследованиях многие ученые. В настоящем
варианте рекомендуется использовать перегретый парафин, который бла-
годаря жидкому состоянию может, вытесняя воздух, проникать внутрь
агрегата и при охлаждении не дает пленки на поверхности образца.
Глава II. Твердая фаза почвы
43
Рядом исследователей (А.Ф. Тюлин, С.Н. Рыжов, Н.А. Качинский,
М.Н. Польский) установлена зависимость порозности агрегата от его раз-
мера: с уменьшением размера агрегата уменьшается его порозность. Со-
ответственно этому рекомендуется отдельно определять порозность
крупных и мелких агрегатов. Ниже изложена методика определения по-
розности агрегатов, детально разработанная М.Н. Польским и
Н.А. Качинским.
Методика определения и расчёты
Фиксация крупных агрегатов. Из воздушно-сухой почвы отбирают 5
агрегатов диаметром около 10 мм. Одновременно берут навеску почвы
для определения влажности. Каждый агрегат обвязывают крест-накрест
тонкой (d=0.1 мм) медной проволокой определенной массы (нарезают
одинаковые куски проволоки длиной около 25 см, взвешивают все в ме-
сте, а затем рассчитывают среднюю массу каждой). На другом конце
проволоки делают петлю.
Обвязанные проволокой агрегаты взвешивают на аналитических ве-
сах с точностью до 0.001 г (m1). Взвешивают и хранят незапарафиниро-
ванные и запарафинированные агрегаты обязательно в подвешенном по-
ложении под своими номерами (при взвешивании номера снимают). Вы-
читая массу проволоки и учитывая процент влажности, находят массу
абсолютно сухого агрегата (ma).
Агрегаты фиксируют в парафине в четыре приема. Сначала подвешен-
ные за проволочку на стеклянной или металлической перекладине образцы
погружают в стакан (или чашку) с расплавленным парафином температу-
рой 90--100°С и выдерживают в нем до прекращения выделения пузырьков
воздуха (1--3 ч). Затем агрегаты переносят во второй стакан с парафином,
нагретым до 150--170°С, на несколько минут (15--20) для удаления остатков
воздуха; расплавленный парафин входит в тонкие поры агрегата.
Агрегаты переносят в третий стакан с парафином, остуженным до
50--60°С. Здесь они охлаждаются, парафин в них сжимается и в поры втя-
гивается дополнительное количество парафина. Этим достигается более
совершенная закупорка пор. Через 15--20 мин агрегаты извлекают из па-
рафина и охлаждают на воздухе. Охлажденные агрегаты ополаскивают во
втором стакане (в парафине при температуре 150--170°С) для удаления с
поверхности агрегата пленки парафина (каждый агрегат отдельно опус-
кают и быстро вынимают). Каплю парафина, образовавшуюся снизу аг-
регата, снимают фильтровальной бумагой. После этого агрегаты должны
иметь вид свежей (слегка увлажненной) почвы. Зафиксированные образ-
цы взвешивают сначала на воздухе (m2), а затем в этиловом спирте (m3).
Взвешивание в спирте производят следующим образом: над чашкой
весов устанавливают специальный столик так, чтобы он не касался чаш-
ки. На столик ставят стакан со спиртом, в который погружают взвеши-
ваемый агрегат, подвешенный на крючке чашки весов (рис. II.5).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
44
Спирт применяют потому, что он хорошо смачивает парафин, почти не
растворяя его. Вода не смачивает парафин, поэтому на поверхности агрега-
та остаются пузырьки воздуха, искажающие результаты взвешивания.
Определив спиртомером концентрацию (крепость) спирта, по табли-
це (справочник физических констант) находят его плотность.
Потеря массы агрегата при взвешивании на воздухе и в спирте (m2---
m3) равна массе спирта в объеме агрегата. Рассчитывают объем спирта
(объем агрегата):
23
спирта
a
mm
V
,
(II.12)
затем плотность агрегата:
a
a
a
m
V
,
(II.13)
где ma -- масса сухого агрегата; Vа -- объем агрегата.
Порозность агрегата (εа) вычисляют по формуле
100
sa
a
s
(II.14)
или
11
0
0
a
a
as
m
V
,
(II.15)
где a -- плотность агрегата; ρs -- плотность твердой фазы почвы; ma --
масса сухого агрегата; Va -- объем агрегата.
Рис. II.5. П
р
и
с
п
о
с
о
б
л
е
н
и
ед
л
я
определения порозности агрегатов
гидростатическим взвешиванием:
1 -- чашка весов; 2 -- треногий сто-
лик; 3 -- стакан со спиртом;
4--ст
ак
ан
ч
и
кдл
явз
ве
ш
и
в
а
н
и
я
агрегатов; 5 -- агрегаты; 6 -- тонкая
металлическая проволока (0.1 мм),
7 -- дно стаканчика из шелка или
сетки (Вадюнина, Корчагина,
1986).
Глава II. Твердая фаза почвы
45
Рассчитывают порозность каждого агрегата, а затем среднюю из по-
вторностей. Характеризуя порозность агрегатов данного генетического
горизонта или образца, следует оценить ее не только по среднему значе-
нию, но показать и пределы варьирования.
Фиксация мелких агрегатов (5--0.5 мм). Из отсеянной фракции отби-
рают 10--20 агрегатов, все вместе взвешивают и раскладывают в коро-
бочке из фильтровальной бумаги, в дне которой проделаны (иголкой)
небольшие отверстия.
Коробочку с агрегатами устанавливают на металлическую сетку и
опускают в широкую чашку с расплавленным парафином, нагретым при-
мерно до 100°С. Сначала сетка лишь касается поверхности парафина и
агрегаты насыщаются капиллярно; после удаления большой части возду-
ха из пор агрегатов сетку погружают в парафин. При прекращении выде-
ления пузырьков воздуха парафин охлаждают до 70--80°С и коробочку с
агрегатами извлекают из парафина.
Остывшие агрегаты отделяют от дна коробочки вместе с парафино-
вой корочкой и переносят на теплую этернитовую плитку, покрытую
фильтровальной бумагой. Здесь агрегаты осторожно перекатывают по
бумаге стеклянной палочкой с резиновым наконечником, заостренным
наподобие пера, до удаления с их поверхности парафиновой пленки.
Таблица II.9
Форма записи при определении порозности агрегата
Масса запарафи-
нированного агре-
гата
Название почвы
Горизонт, глубина, см
Номер агрегата
Масса воздушно-сухого агрегата
Гигроскопическая влажность, %
на абсолютно сухую навеску
Масса абсолютно сухого агрегата ma
На воздухе m2
В спирте m3
Потеря в массе агрегата m2-m3
Крепость спирта
Плотность спирта ρспирта
Объем агрегата Va=(m2-m3 )/ ρспирта
Плотность агрегата ρа = ma / Va
Порозность агрегата
εa =((ρs -- ρa )/ ρs)×100
1234567891011121314
*11
0
0
a
a
as
m
V
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
46
Правильно зафиксированные агрегаты не должны иметь незаполнен-
ных пор и парафиновой пленки на поверхности. Запарафинированные
агрегаты взвешивают сначала на воздухе, а затем в этиловом спирте.
Взвешивание агрегатов в спирте производят в специальном стаканчике.
Стаканчик имеет суженное дно, обтянутое батистом или тонкой металли-
ческой сеткой, для того чтобы спирт свободно входил в стакан. В верхней
части стаканчика имеются крючочки, за которые на проволочке его под-
вешивают над чашкой весов. Сначала взвешивают в спирте пустой ста-
канчик, а затем с агрегатами. Стаканчик с агрегатами полностью погру-
жают в стакан со спиртом, установленный на столике, как было описано
выше. Он не должен касаться стенок и дна большого стакана и выходить
за пределы поверхности спирта при поднятии.
Порядок расчета порозности мелких агрегатов такой же, как для аг-
регатов крупных. Полученные данные вносят в таблицу по форме, приве-
денной выше*.
II.4.2. Керосиновый метод определения плотности агрегатов
Для анализа взвешивают пробу агрегатов (около 3-5 г) при их естест-
венной влажности. Для работы удобно воспользоваться небольшими ло-
патками и стеклянными палочками с мягкими наконечниками. Лопатка
должна иметь такие размеры, чтобы в нее вмещалось необходимое коли-
чество (6-10) агрегатов. После взвешивания лопатки с агрегатами на ана-
литических весах агрегаты переносят на фильтровальную бумагу, поло-
женную на дно чашки Петри. Одновременно берут навеску на влажность.
В чашку Петри наливают небольшое количество керосина для капиллярно-
го насыщения агрегатов в продолжение первого часа. Затем доливают ке-
росин до полного погружения агрегатов и более полного их насыщения в
течение 1-2 ч. Более стабильные результаты можно получить при насыще-
нии в анаэростате под небольшим разрежением в течение 15-30 мин.
После насыщения агрегатов следует весьма важная операция снятия с
их поверхности избыточной пленки керосина. Для этого агрегаты соби-
рают лопаточкой и переносят на капилляри метр, заправленный кероси-
ном. Для изготовления такого капилляриметра удобным является широ-
кий низкобортн ый, крупнопористый стеклянный фильтр Шотта с диа-
метром пор около 160 мкм (рис. II.6).
На керамическую пластину (2) фильтра (3) помещают полностью на-
сыщенные керосином агрегаты (1). Воронкообразный фильтр (3) через
мягкую трубку (4) соединяется с градуированной бюреткой (5), которая
подвижна относительно шкалы (7). Подмембранное пространство, соеди-
нительная мягкая трубка и часть бюретки заполнены керосином. Фильтр
с агрегатами закрывают крышкой (6) для предотвращения испарения ке-
росина бюретку (5) опускают на некоторый контролируемый по шкале
(уровень Н). Таким образом, в капилляриметре создают разрежение рав-
Глава II. Твердая фаза почвы
47
ное Н см керосинового столба для снятия излишней керосиновой пленки
с поверхности агрегатов. От величины этого керосинового столба Н зави-
сит толщина оставшейся пленки.
На рис. II.7 в качестве примера
приведены кривые зависимости
плотности воздушно-сухих (диа-
метром 2-3 мм) агрегатов от вели-
чины Н для почв, контрастных по
гранулометрическому
составу,
плотности, шероховатости поверх-
ности и т.п.
Как видно из рис. II.7, при вели-
чинах Н меньше 10-20 мм кер. ст.
удаляется основная масса керосина
с поверхности агрегатов. Далее, в
интервале Н от 10-20 до 30-60 мм
кер. ст. удаляется керосин, запол-
няющий м
и
кро
н
еро
в
н
о
с
т
ин
ап
о-
верхности агрегатов. При дальней-
шем увеличении Н н
а
б
л
ю
д
а
е
т
с
я
медленное незначительное удаление
керосиновой пленки, что выражает-
ся в небольшом возрастании плот-
ности агрегатов ( а). Порозность
агрегатов, определенная при разре-
жениях 50-70 мм кер. ст., наиболее
близка к текстурной. Следует отме-
тить, что к этим же величинам Н приурочен наблюдаемый визуально
цветовой переход поверхности агрегатов от «жирной», блестящей к ма-
товой, тусклой. И хотя оптимальные значения разрежения (Н) для разных
почв несколько различаются (см. рис. II.7), на практике можно принять
Нд равным 60-70 мм кер. ст. При установленном значении Н образец экс-
понируют до полного прекращения вытекания керосина, о чем судят по
уровню кероси на в бюретке (5) капилляриметра (см. рис. II.6).
Опыт показывает, что для получения более стабильных результатов
процедуру снятия избыточной пленки лучше начинать с некоторого по-
ложительного значения H. Благодаря крупнопористости фильтра и боль-
шой мобильности керосина уже через 5-10 мин устанавливается равнове-
сие в системе агрегаты -- капилляриметр. Перед тем, как количественно,
без потерь собрать агрегаты на лопаточку для гидростатического взвеши-
вания, их следует несколько раз перекатать по поверхности фильтра для
снятия остаточных межагрегатных менисков керосина. После этого агре-
гаты на лопатке взвешивают на воздухе и в керосине.
Рис. II.6. Схема капилляриметра
для снятия избыточной пленки
керосина с поверхности почвен-
ных агрегатов (пояснения в тесте)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
48
Рис. II.7. Зависимость определяемой величины плотности агрегата (a , г/смз) от
высоты «подвешенного» керосинового столба (H, мм кер. ст.) при снятии излиш-
ней покрывающей агрегат керосиновой пленки на пластине капилляриметра: 1 --
тяжелая глина, озерные отложения; 2 -- чернозем обыкновенный тяжелосуглини-
стый, Ад; 3 -- светло-каштановая супесчаная почва, гор. В
При взвешиваниях лопатка находится на чаше весов, и ее вес автома-
тически вычитается (аннулируется). Гидростатическое взвешивание про-
изводят на аналитических весах, пользуясь дополнительным устройст-
вом, как, например, предложено в работе Е.В. Шеина с соавт. (1988)
Удобнее, однако, пользоваться конструкцией (рис. II.8), в которой стакан
с керосином (1) находится под весами, а корзиночка (2) с агрегатами
прикреплена к чаше весов (3) при помощи дополнительного подвеса (4) и
тонкой стальной нити (5), пропущенной через отверстие в основании ве-
сов (для этого необходимо снять механический успокоитель, располо-
женный под чашей весов) и отверстие в подставке. Подставка (6) пред-
ставляет собой камеру, застекленную с трех сторон, имеющую размеры,
достаточные для удобной работы.
Для получения точных результатов необходимо учитывать темпера-
туру керосина. Плотность керосина линейно зависит от температуры со-
гласно уравнению:
1
2
21
,
1()
t
t
к
к
tt
(II.16)
где 1
t
к
--плотность керосина при температуре t1; 2
t
к
-- плотность кероси-
на при температуре t2; -- средний коэффициент объемного теплового
расширения керосина в интервале от t1 до t2 . Для диапазона температур
0-40°С -- = 955 10-6, °C-1 . На практике плотность керосина при одной и
той же температуре может несколько отличаться для керосина разных
партий. Поэтому лучше экспериментально определять зависимость
к= f(t) и строить калибровочный график.
Глава II. Твердая фаза почвы
49
Результаты определений
пористости удобно записы-
вать в виде таблицы. В при-
веденном ниже варианте та-
кой таблицы указаны расчет-
ные формулы. Плотность
твердой фазы почвы (s,
г/см3) определяют традици-
онными методами, так же, как
и влажность агрегатов.
Оборудование и реактивы
Стеклянная палочка с ре-
зиновым наконечником, ма-
ленькая лопаточка (из жести,
пластмассы), чашка Петри,
капилляриметр, заправленный
керосином,
аналитические
весы, сушильный шкаф.
Керосин (плотность изме-
ряется перед каждым анали-
зом).
Таблица II.10
Форма записи результатов определения плотности агрегатов керосиновым
методом
Вес агрегатов до насыщения керосином
Влаж-
ность
почвы
Вес абс.
сухих агре-
гатов, г
Название почвы
Горизонт, глубина
Диаметр
агрега-
тов, мм
Вес
тары, г,
(m2)
Вес агрега-
тов + тара, г
(m1)
Вес агре-
гатов, г,
m3=m1--m2
W,
г/г
3
41
m
m
W
12
3
4
5
6
7
8
Продолжение таблицы II.10
Вес агрегатов насы-
щенных керосином
Объем агрегатов,
см3
Плотность агрега-
тов, г/см3
на воздухе,
г, m5
в кероси-
не, г, m6
ρK
г/см3
56
a
K
mm
V
4
a
a
m
V
9
10
11
12
13
Рис. II.8. Сх
е
м
а при
с
п
о
с
обления для
гидростатического взвешивания поч-
венных агрегатов в керосине (пояснения
в тесте)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
50
II.4.3. Фотографический метод определения плотности агрега-
тов и педов
Керосиновый метод позволяет определить зависимость плотности и
пористости агрегата от влажности в интервале влажности от полного на-
сыщения до воздушно-сухого состояния. Метод имеет рад ограничений,
связанных с трудоёмкостью и длительностью определения. Методика
выполнения анализа пористости почв керосиновым методом предполага-
ет частые перемещения и механическое воздействие на агрегаты, что мо-
жет привести к его повреждению и возникновению систематической
ошибки. Этих недостатков лишена группа методов определения объёма и
плотности агрегатов, основанная на измерении линейных параметров
плоской проекции агрегата и моделировании с их помощью объёма агре-
гата. Наиболее простым представляется получение проекции агрегата на
фотобумаге или других фотографических носителях, поэтому описывае-
мый метод определения плотности агрегатов в дальнейшем будет назы-
ваться фотографическим (Березин, Смирнова, 2006).
Все методы определения плотности агрегатов сводятся к определе-
нию объёма агрегатов. Непосредственное определение объёма фотогра-
фическим методом невозможно, поэтому была подобрана модель, наи-
лучшим образом описывающая объём агрегата. Такой моделью следует
считать модель эллипсоида вращения:
элл 4
,
3
Va
b
c
(II.17)
где а, b, с -- оси эллипсоида. Если предположить, что меньшие оси равны,
(a=b и с -- большая ось) то формула приобретает вид:
2
элл 4
3
Va
c
(II.18)
и все необходимые данные, то есть длины осей а и с можно получить из
плоской проекции объёмного агрегата. Зная объём агрегата и его массу, а
также плотность твёрдой фазы почвы, можно рассчитать плотность и по-
ристость агрегата.
Метод визуального (фотографического) определения объёмов агрега-
тов основан на способности агрегатов и фрагментов к набуханию и усад-
ке с изменением объёма, хорошо фиксируемом визуально или при фото-
графировании, на проекции. Изменение это отмечается как для хорошо
набухающих, так и для практически не набухающих почв.
Методика определения и расчёты
В рамках подготовки к анализу выбранные образцы почвы просеива-
ют на ситах необходимых диаметров, затем агрегаты и фрагменты посте-
пенно насыщают водой до состояния полного насыщения, с помощью
керамических, пористых пластин, обеспечивающих равномерное насы-
Глава II. Твердая фаза почвы
51
щение и препятствующих разрушению агрегатов. Таким образом, на-
чальная подготовка образцов ничем не отличается от подготовки к керо-
синовому анализу. После насыщения 10-30 (в зависимости от целей ис-
следования) агрегатов отбирают и поштучно раскладывают на стек-
лянной пластине (1) (рис. II.9).
Пластина укладывается на лист контрастной фотобумаги (2), и про-
екции агрегатов фиксируются на фотобумаге светом от точечного источ-
ника (3) в течение 3 секунд. Фотоотпечаток, полученный при фиксации
светом, представлен на рисунке II.10. Одновременно с фотоотпечатком
определяется влажность агрегатов. После каждого фиксирования агрега-
ты необходимо оставлять на воздухе для иссушения на 20-30 минут, по-
сле чего стекло или пластину помещают в эксикатор на сутки для уста-
новления равномерной влажности и, соответственно, пористости во всём
объёме агрегата. В процессе иссушения, для определения влияния влаж-
ности на плотность и пористость агрегатов, проводится несколько фик-
сирований проекций агрегатов и определений их общей влажности. Если
необходимо знать не только объём каждого агрегата, но и его массу, то в
ходе анализа произойдут некоторые изменения. После фотофиксирова-
ния объёмов агрегатов каждый агрегат взвешивается и определяется его
влажность термостатно-весовым методом. При этом для фотофиксирова-
Рис. II.9. Схема получения фотопро-
екции для определения плотности
агрегатов
Рис. II.10. Фотопроекция поч-
венных агрегатов
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
52
ния агрегатов в процессе иссушения каждый раз необходимо брать новые
агрегаты с керамической пластины, на которой и происходит иссушение.
Значения объёмов при таком определении не отличаются от значений
объёмов, определённых способом непрерывного иссушения, но нет воз-
можности проводить несколько циклов иссушения и увлажнения одних и
тех же агрегатов.
В дальнейшем фотоотпечатки переводятся в электронную форму.
Определение большой и малой осей эллипсоида вращения по проекции
можно проводить вручную, или с использованием любой программы,
позволяющей измерять линейные расстояния. Если принять половину
максимального линейного размера отпечатка любого агрегата за макси-
мальный радиус эллипсоида вращения (с), а максимальный перпендику-
ляр к этому радиусу за малый радиус эллипсоида (а), то можно рассчи-
тать объём эллипсоида вращения по вышеприведенной формуле. Специ-
ально для определения линейных размеров агрегатов была разработана
программа Volagr, которая способна распознавать изображение агрегат-
ных проекций (белых пятен неправильной формы на рис. II.10), позволя-
ет рассчитать площадь поверхности каждого отдельного отпечатка агре-
гата, максимальный и минимальный его радиусы, и смоделировать его
объём как объём эллипсоида вращения. Программа разрабатывалась с
применением среды разработки Delphy 7.0.
Таблица II.11
Форма записи результатов определения плотности агрегатов фотографиче-
ским методом
№
агре-
гата
максималь-
ный радиус
эллипсоида,
см
минимальный
радиус эллип-
соида, см
объём
эллипсои-
да враще-
ния, см3
масса
агрега-
та, г
плотность
агрегата,
г/см3
1
2
3
4
5
6
Фотометод может применяться при исследовании агрегатов и фраг-
ментов почвы любых размеров. Кроме того, многократное повторение
циклов иссушения и увлажнения на одном и том же объекте без его раз-
рушения даёт возможность изучить и понять механизмы формирования
почвенной структуры.
Возможно прямое сканирование агрегатов данной влажности непо-
средственно со стеклянной пластины сканирующим устройством без ис-
пользования фотоотпечатков. Это позволит избежать инструментальной
ошибки при переведении информации с бумажных носителей в элек-
тронные.
Глава II. Твердая фаза почвы
53
Некоторые количественные критерии порозности почв и агрегатов
По результатам анализа порозности почв и агрегатов имеется ряд кри-
териев оценки степени окультуренности почвы. В частности, по соотноше-
нию меж- ив
н
у
т
р
и
а
г
р
е
г
а
т
н
о
йп
о
р
о
з
н
о
с
т
и(
к
р
и
т
е
р
и
йп
р
е
д
л
о
ж
е
н
В.В. Медведевым (1988)), выделяют следующие уровни окультуренности:
1.0-1.3 -- высокий уровень окультуренности
1.3-1.8 -- средний
>1.8 -- низкий
Общая характеристика оптимальных диапазонов плотности почвы
(г/см3):
1.0-1.3 -- глинистые и суглинистые
1.1-1.4 -- легкосуглинистые
1.2-1.45 -- супесчаные
1.25-1.60 -- песчаные
Литература
Березин Н.Н., Смирнова И.В. Применение фотографического метода
для определения пористости агрегатов// Почвоведение. № 3. 2006.
Бондарев А. Г. Физические свойства почв как теоретическая основа про-
гноза их уплотнения сельскохозяйственной техникой // Влияние сельскохо-
зяйственной техники на почву. Науч. тр. Почв. ин-та им. В. В. Докучаева,
М., 1981.
Вадюнина А.Ф., К
о
р
ч
а
г
и
н
аЗ.А. Методы исследования физических
свойств почв. -- М.: Агропромиздат, 1986.
Воронин А.Д. Основы физики почв. Изд-во Моск. ун-та. 1986.
Качинский Н.А. Физика почвы Ч.1. М. 1965.
Медведев В.В. Оптимизация агрофизических свойств черноземов. М.: Аг-
ропромиздат. 1988.
Шеин Е.В., Березин П.Н., Гудима И.И. Дифференциальная пороз-
ность почв. //Почвоведение. № 3. 1988.
Methods of Soil Analysis. Part 1. Physical and Mineralogical Methods. Second
Edition. Ed. By Arnold Klure. SSSA, Madison, Wisconsin. USA, 1986.
ГЛАВА III
ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОЧВ
Теория
Под гранулометрическим (механическим -- уст.) составом почв и
почвообразующих пород понимают относительное содержание в почве
элементарных почвенных частиц (ЭПЧ) различного диаметра, независ и-
мо от их минералогического и химического состава. Гранулометрический
состав выражается, прежде всего, в виде массовых процентов фракций
гранулометрических частиц различного размера.
Свой гранулометрический состав почва в основном наследует от поч-
вообразующей породы. Но существуют данные, что некоторые почвен-
ные процессы могут привести к изменению гранулометрического состава
почвенных горизонтов. К ним относят процессы лессиважа, оподзолива-
ния, оглеения, метаморфоза и др.
По физическому состоянию среди горных пород можно выделить плот-
ные массивные породы, обломочные, или каменистые, пески, супеси, суглин-
ки, глины, сланцы. Следует обратить внимание, что размер частиц -- минера-
лов зависит в большой степени от происхождения породы (табл. III.1).
Таблица III.1
Размер минеральных зерен в зависимости от их происхождения
Размер
зерен
кварц
светлоокрашенные
минералы (полевые
шпаты, мусковит)
темноокрашенные минералы
(роговые обманки, авгит, био-
тит)
крупные гранит диорит
габбро
перидотит, рого-
вая обманка
средние риолиты андезит
базальт
Анализ распространения и строения почв показывает, что все почвы,
от примитивных до полнопрофильных образуются из рыхлых осадочных
пород. В.Р. Вильямс в свое время выдвинул гипотезу формирования почв
на плотных породах, считая, что лишайники образуют под собой рухляк
выветривания, рыхлые образования, на которых потом поселяются дру-
гие растения. Однако, прямые наблюдения не подтвердили этой гипоте-
зы. В настоящее время накипные лишайники часто покрывают поверх-
ность скал, гранитных глыб (Карелия), но почвы в этих экосистемах, да-
Глава III. Гранулометрический состав почв
55
же маломощные, не образуются. Растения могут разрушать поверхность
плотных пород, но образующийся материал обязательно переоткладыва-
ется, формируя сначала рыхлые осадочные породы, а затем, на них обра-
зуются почвы. Данные геологов показывают, что первые следы жизни на
нашей планете приурочены к первым осадочным породам (Гренландия и
Южная Африка, 3.8 млрд. лет назад). Поэтому для пон имания процессов
почвообразования, формирования почв определенного гранулометриче-
ского состава необходимо знать основные осадочные породы (табл. III.2).
Таблица III.2
Систематика осадочных пород по Е.М. Самойлову
Обломочные, рых-
лые, сцементиро-
ванные
коллоидно-
осадочные
хемогенные биохимиче-
ские
органо-
генные
Группа грубообло-
мочных пород,
размерами
10−200мм:
щебень,
брекчия
галечник
конгломераты
группа глини-
стых пород:
глины: каолини-
товая
монтморилло-
нитовая,
суглинки поли-
миктовые
группа
сульфатных
пород:
ангидрит,
гипс
группа карбо-
натных пород:
известняк
доломит
мергель
группа
торфов:
сфагно-
вый, гип-
новый
осоковый.
древесный
Группа крупнооб-
ломочных пород,
размером 2−10 мм
дресва
дресвяник
гравий
непластичные
глинистые по-
роды:
боксит
группа га-
лоидных
пород:
каменная
соль
калийная
соль
группа крем-
нистых пород:
диатомовые,
трепел,
опока
яшма
кремнистый
сланец
группа
ископае-
мых углей
бурый
каменный
антрацит
группа среднеоб-
ломочных пород:
алеврит
алевролитовая гли-
на
аргиллит
группа металло-
содержащих
пород
железняк
марганцовые
группа
каутобо-
литов,
горючих
сланцев
Классификационная схема осадочных пород позволяет различать
свойства почвы, унаследованные от почвообразующей породы и сформи-
ровавшиеся на основе почвообразующей породы заново.
Из указанных осадочных пород далеко не все и не в одинаковой сте-
пени выступают как почвообразующие породы. Часть из них редко или
практически никогда не были выявлены в природе как естественные поч-
вообразующие породы для современных почв. Но как литологический
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
56
компонент в виде слоев в полилитогенных почвах они встречаются дос-
таточно часто. Обычные почвообразующие породы: обломочные, пески,
суглинки, глины. По вычислениям ряда исследователей глинистые поро-
ды занимают от 53 до 80 % площади суши, занятой осадочными порода-
ми; песчаные − 11--22%, карбонатные -- 5--20%. Е.В. Рухин предлагает
следующие соотношение глинистых, песчаных и карбонатных пород: 50
-- 30 −20% Как видим, одно из основных свойств почвообразующей по-
роды -- ее гранулометрический состав: распределение частиц по размерам
(табл. III.3). Нередко и до сих пор используется устаревший и не реко-
мендуемый ныне термин -- механический состав. В работах западных
почвоведов гранулометрический состав почв обозначают термином тек-
стура почв.
Таблица I II.3
Классификация пород и почв по гранулометрическому составу
Название породы по
гранулометрическому
составу
Содержание частиц с
эффективным диаметром
<0.01ммв%отмассы
Удельная поверхность
почв, м2/г (по сорбиро-
ванной воде)
песок рыхлый
0--5
<20
песок связанный
5--10
20 −24
Супесь
10--20
25--45
суглинок легкий
20--30
35 −70
суглинок средний
30--40
55--90
суглинок тяжелый
40--50
70 −115
глина легкая
50--65
90--120
глина средняя
65--80
100 − 130
глина тяжелая
>80
> 120
Гранулометрический состав во многом определяется минералогиче-
ским составом породы, так как разные минералы не одинаково поддают-
ся выветриванию. Так, кварц наиболее устойчивый минерал, поэтому,
обычно, он накапливается в крупных фракциях гранулометрического со-
става, полевые шпаты преобладают в среднем песке. Как иллюстрацию
можно привести распределение минералов по фракциям гранулометричк-
ского состава в лессах (табл. III.4.)
Минералогический состав почв, особенно их илистой фракции, мо-
жет меняться в зависимости от типа почв (на зональном уровне). Для ря-
да зональных почв Европейской части России эта закономерность выгля-
дит очень ярко (табл. III.5.) Но нельзя не учитывать, что эта зональность
вполне возможно связана с воздействием ледника и зональностью ледни-
ковых отложений с севера равнины и морских отложений на ее юге.
Глава III. Гранулометрический состав почв
57
Таблица I II.4
Распределение преобладающих минералов в гранулометрических фракциях
лесса по В.П. Ананьеву
Размер
фракции, мм
Преобладающие минералы
>0.25
Кварц
0.25 -- 0.005 Кварц, полевые шпаты, кальцит, тяжелые минералы.
0.005 − 0.001 Полевые шпаты, кварц, кальцит, каолинит, гидрослюды
0.001 − 0.0001 Гидрослюды, каолинит, кальцит, монтмориллонит, опал
<0.0001
Монтмориллонит, гидрослюда, органическое вещество, опал
Таблица I II.5
Минералогический состав и основные компоненты фракции элементарных
почвенных частиц < 1мкм, % от массы фракции (А.Д. Воронин, 1986)
Почва
Гори-
зонт Гу-
мус,
%
Карбонаты
и легкорас-
творимые
соли
группа
монтмо-
риллонита
гидро-
слюды Као-
линит +
хлорит
кварц
и др.
А1 10
нет
23
26
36
5
А1А2 6
"
19
33
32
10
А24
"
15
38
29
14
Дерново-
cильноподзолистая
(Московская обл.) В1 1
"
35
31
28
5
А1 15
2
27
36
15
5
В1 11
2
26
35
21
5
В24
12
19
33
27
5
Чернозем мощный
типичный целина
(ЦЧЗ Курская обл.) С1 2
12
24
35
25
2
А1 14
5
48
25
5
3
В16
4
63
20
5
2
В22
18
50
22
5
3
Чернозем обыкно-
венный
Каменная степь,
Воронежская обл. В3 1
18
53
21
5
2
А15
4
34
53
1
3
В13
5
44
44
2
2
В22
16
34
43
3
2
С11
24
35
35
3
2
Каштановая почва
(Волгоградская
обл.)
С31
15
37
43
3
1
А16
5
32
44
1
6
В13
7
48
36
1
5
В22
15
42
38
1
3
С11
20
34
42
2
1
Солонец средне-
столбчатый
(Волгоградская
обл.)
С31
16
36
44
2
1
А15
20
25
47
1
2
А1В1 2
24
15
56
1
2
В12
24
15
56
1
2
ВС1
21
22
38
17
1
Темный серозем
(Чаткальская
ГМОС)
С1
16
15
45
22
1
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
58
Гранулометрический состав пород определяет многие их физические
свойства: плотность, порозность, водопроницаемость, фи льтрацию, вла-
гоемкость и пр. Гранулометрический состав определяет удельную по-
верхность почв (суммарную поверхность всех частиц породы, почвы на
1 г), следовательно, влияет на гумусонакопление, питание растений, об-
менные реакции в почве. Известно, что уменьшение размера частиц, со-
ставляющих массу породы, приводит к увеличению ее суммарной удель-
ной поверхности (табл. III.6 и III.7). Все это позволяет говорить о грану-
лометрическом составе как о фундаментальном свойстве почв, от которо-
го существенно зависят другие физические свойства почв.
Из данных табл. III.6 видно, что в основном удельная поверхность
рыхлых осадочных пород определяется содержанием илистых частиц.
Но удельная п оверхность илистых частиц также зависит от минералоги-
ческого состава глин, поскольку разные минералы, обладая даже одина-
ковым размером частиц, имеют разную удельную поверхность частиц
(табл. III.7).
Таблица I II.6
Удельная поверхность гранулометрических фракций осадочных пород
по Либероту
Гранулометрическая
фракция
Средний эффек-
тивный диаметр,
мм
Удельная по-
верхность,
см2/см3
Количество
частиц, шт/л
Средние камни
100
0.6
100
мелкие камни (хрящ)
10
6
103
крупный песок
1
60
106
тонкий песок
0.1
600
109
средняя пыль
0.01
6000
1012
ил
0.001
60000
1015
Таблица I II.7
Удельная поверхность и катионная емкость поглощения глинистых
минералов
Минерал
Удельная поверх-
ность, м2/100 г
Емкость,
мг·экв/100 г Число пла-
стичности
Каолинит
11
2--10
5
Мусковит
12
11
−
Аттапульгит
20
18--22
60
Иллит
20--40
13--42
5--25
Нонтронит
40--70
57--64
−
Сапонит
60--100
69--81
−
Монтмориллонит
310
80--150
37--600
Биотит
15
3
−
Вермикулит
300 -- 360
100−150
−
Глава III. Гранулометрический состав почв
59
В зависимости от преобладания в глинах тех или иных минералов их
удельная поверхность, емкость поглощения, пластичность могут сущест-
венно варьировать. Слоистость осадочных пород создает ряд новых
свойств у субстратов, меняя водопроницаемость и водоподъемную спо-
собность отложений. Поэтому тем важнее установить, чем определяется
разнородность слоев, составляющих почвы: их генезисом, или неодно-
родность унаследована от осадочных пород.
Представляя собою современную кору выветривания, рыхлые почво-
образующие породы -- это или коренной элювий (продукты выветривания
плотных пород, оставшиеся на месте) или переотложенная кора выветри-
вания (осадочные отложения). К почвообразующей породе можно также
отнести торф, как органогенную породу. Физические свойства почвооб-
разующих пород (следовательно, и почвы) также в первую очередь опре-
деляются их гранулометрическим составом (табл. III.8).
Таблица I II.8
Зависимость физических свойств почвообразующих пород
от их гранулометрического состава
Породы Плот-
ность Пороз-
ность
Предельная
полевая
влагоем-
кость, %
Высота
капилляр-
ного подъ-
ема, см
Коэффици-
ент фильт-
рации,
м/сутки
Водоотда-
ча метро-
вого слоя,
мм
Торф
верховой 0.08 --
0.13 90−95 65−70 60−70 0.0−0.9 2−10
Торф
низин-
ный
0.20 −
0.30 80−90 55−60 60−90 0.01−10 8−14
Песок
мелко-
зерни-
стый
1.6 −
1.7 35−40 12−18 10−20 0.1−10 10--20
Супесь 1.4−1.6 40−45 15−20 40−60 0.1--10
6−15
Суглинок 1.2−1.5 45−50 25−30 100−15 0.001−0.9 1−6
Глина 1.1−1.9 50−60 40−60 200−300 0.001−0.09 0.07−0.05
Вулкани-
ческие
пеплы 0.7
70
30
10−20
3.5
>30
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
60
III.1. Методы определения гранулометрического состава
почв
Гранулометрический состав определяется размером элементарных
почвенных частиц. Сама масса почвы состоит из агрегатов, (и микроагре-
гатов) и элементарных почвенных частиц. Агрегаты представляют собой
комбинацию элементарных почвенных частиц, образующуюся в резуль-
тате взаимодействия этих частиц, скрепления их каким-либо цементом,
клеем. Элементарные почвенные частицы представлены отдельными зер-
нами минералов, обломков пород, коллоидами, в том числе органически-
ми. Из гранулометри ческого состава обычно исключают карбонаты, гипс,
другие новообразования и анализируют собственно мелкозем, измель-
ченный до величины зерен меньше 1 (2) мм. Если почва карбонатная, то
ее обрабатывают кислотой для разложения карбонатов. Для дезинтегра-
ции микроагрегатов, навеску почвы обрабатывают или ультразвуком, или
пирофосфатом Na, или щелочью (NaOH). В свое время был предложен
так называемый международный метод обработки почв перекисью водо-
рода для сжигания органического вещества почвы. Такое внимание к ме-
тодикам лабораторного определения гранулометрического состава почв
связано с тем, что изменения в этих методиках могут привести к система-
тическим изменением в результатах гранулометрического анализа, по-
этому сравнивать гранулометрические данные, полученные разными
школами следует очень осторожно.
Гранулометрический анализ состоит из двух основных этапов: (1)
диспергация почвенной массы и (2) анализ содержания частиц различно-
го размера (пипет-метод). Основной задачей 1-го этапа гранулометриче-
ского анализа является отделение ЭПЧ друг от друга. Учитывая, что поч-
венные частицы в почве соединены в микро- и макроагрегаты, прежде
всего, важно разделить их. Для этого необходимо химическими и физи-
ческими методами разрушить тот природный «клей», который соединяет
эти частицы. Таки ми природными «клеями », агрегирующими ЭПЧ, в
почве как правило являются ионы Fe, Al, Са, органические вещества.
Прежде всего, нужно «нейтрализовать» их агрегирующее действие.
В настоящее время в мировой почвенной практике используются ряд
операций по «нейтрализации » агрегирующего действия указанных ве-
ществ и разделения почвенной массы на отдельные ЭПЧ:
1. Метод Качинского. Обработка почвы 10%-ным раствором HCl для
удаления карбонатов, диспергация NaOH, добавляемого в соответствии с
емкостью обмена, кипячение суспензии с обратным холодильником для
достижения наиболее полной диспергации и разделения на ЭПЧ. Вслед-
ствие применения кислоты и щелочи для химической диспергации почвы
этот метод получил название кислотно-щелочной.
2. Обработка почвы Н2О2 для удаления органического вещества. До-
бавление перекиси водорода происходит при активном перемешивании
Глава III. Гранулометрический состав почв
61
и слабом подогреве на водяной бане до полного прекращения выделения
пузырьков. После этого почвенная паста слегка подсушивается в фарфо-
ровой чашке, затем добавляется раствор гексаметафосфата натрия
(40 г (NaPO3)6 на литр дистиллированной воды) или пирофосфата натрия.
Механизм действия пирофосфата Na в этом случае таков: ион Na замеща-
ет в почвенном поглощающем комплексе ион Са, снимая агрегирующее
воздействие последнего и оказывая диспергирующее влияние на почву.
Ион же пирофосфата за счет формирования устойчивой пленки пиро-
фосфатов кальция предохраняет образовавшиеся частицы от коагуляции.
Вследствие того, что основное действие в такой подготовке почвы к гра-
нулометрическому анализу оказывает пирофосфат (гексаметафосфат)
натрия этот метод носит называние пирофосфатного.
Именно пирофосфатный метод, как правило, и без предварительной
обработки перекисью водорода, наиболее широко начинает употреблять-
ся в мировой практике.
Но даже если частицы и оказываются химически разделенными, не-
обходимо механическое воздействие для того, чтобы между ними обра-
зовывались заметные водные прослойки, и они могли самостоятельно
проявлять свои свойства. Механическое воздействие на почвенную пасту
в случае кислотно-щелочного метода осуществляется на этапе кипячения.
В пирофосфатном методе паста после добавления пирофосфата натрия
тщательно и долго растирается, либо подготовленная суспензия подвер-
гается ультразвуковому воздействию. Это механическое воздействие га-
рантирует отделения ЭПЧ друг от друга, из поведение как отдельных
самостоятельных частиц.
Только после этапа механического разделения осуществляется опре-
деление содержания частиц того или иного размера, т.е собственно опре-
деление гранулометрического состава. Есть два, на данный момент, ос-
новных способа определения содержания частиц разного диаметра:
(1) способы, основанные на законе Стокса и (2) лазерно-
дифрактометрический способ.
III.1.1. Метод пипетки Качинского-Робинсона-Кёхля
Закон Стокса функционально связывает радиус частицы и ее равно-
мерную скорость падения в жидкости известной вязкости и плотности
при известной плотности твердой фазы самой частицы:
2()
2
9
sw
rg
v
,
(III.1)
где v -- скорость падения твердофазных частиц в жидкости, r -- радиус час-
тиц, g -- ускорение свободного падения, ρs и ρw -- плотности твердой фазы
почвы и воды, η -- динамическая вязкость. Учитывая, что l
vt
, т.е. расстоя-
ние (l) на время (t) , то можно точно рассчитать глубину, на которой окажут-
ся частицы определенного радиуса через определенное время (рис. III.1).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
62
Рис. III.1. Схема определения фракций гранулометрических элементов по осаж-
дению в стоячей воде и отбору проб с помощью пипетки: а) равномерно перем е-
шенная суспензия почвы и б) отбор пробы мелких частиц через определенный
промежуток времени
Далее с этой глубины в расчетное время надо отобрать пробу суспензии с
частицами меньше (равного) заданного радиуса (диаметра). По прошест-
вии некоторого времени с этой же глубины уже можно отобрать пробу с
частицами еще меньших радиусов. Расчет разницы между концентрацией
частиц в первой и второй пробах даст концентрацию частиц определен-
ного диапазона радиусов (диаметров), то есть концентрацию некоторой
фракции гранулометрических элементов. Зная объем сосуда, в котором
происходит осаждение, и объем пробы, по концентрации суспензии не
представляет труда рассчитать и содержание фракции в навеске почвы.
Задавая размеры частиц и глубины отбора проб, рассчитывая по формуле
Стокса время отбора и отбирая пробы, как показано на рис. III.1, можно
определить содержания заданных по диаметру частиц фракций ЭПЧ, т.е.
определи ть гранулометрический состав почв.
Отбор проб осуществляют с помощью специальной пипетки, конст-
рукцию которой разрабатывали и усовершенствовали физики почв во
многих странах мира. Поэтому она и носит название «Пипетка Качинско-
го--Робинсона--Кёхня».
Глава III. Гранулометрический состав почв
63
Впрочем, не обязательно отбирать пробы суспензии. Можно исполь-
зовать и другой принцип: измерять изменение плотности суспензии по
мере осаждения частиц разной крупности. Изменение плотности также
будет подчиняться закону Стокса, т.к. сначала понижение плотности сус-
пензии будет происходить за счет выпадения самых крупных частиц, за-
тем -- все более мелких. Измерять плотность можно непрерывно на одной
глубине с помощью ареометров, либо с помощью специальных приборов
для определения гранулометрического состава дисперсных тел -- седи-
графов. Седиграфы используют принцип определения плотности суспен-
зии по изменению интенсивного потока рентгеновского излучения, а в
случае неокрашенных суспензий -- изменения интенсивности светового
потока при изменении плотности суспензии. Отметим, что последний
метод (по измерению ослабления проходящего через суспензию светово-
го луча) малоприменим для почв, так как в почвах практически всегда
присутствует растворимая органика различных оттенков, дающая трудно
учитываемую погрешность. В любом из методов (с использованием пи-
петки, седиграфа, ареометра) расчет происходит с использованием фор-
мулы Стокса, которая была выведена с рядом допущений, поэтому имеет
особенности в приложении к почвенным измерениям, о которых следует
помнить. Уточним эти особенности.
Частицы осаждаются независимо друг от друга. Это условие накла-
дывает особенность на концентрацию суспензии -- она не должна быть
более 1.5--2%.
Частицы должны быть сферической формы, только в этом случае
применимо уравнение Стокса. В почве имеются частицы самой разнооб-
разной формы, вплоть до листоватой, пластинчатой. Поэтому в данном
анализе мы определяем не реальный размер частиц, а так называемый
«эффективный радиус », -- радиус, который имели бы частицы, если бы
они были округлой формы и их падение в жидкости подчинялось закону
Стокса.
Закон Стокса применим для определенного диапазона диаметров час-
тиц: >0.0001 мм и <0.25 мм. Как известно, частицы менее 0.0001 мм уже
подвержены броуновскому, тепловому, движению. Их содержание опре-
делить по закону свободного падения Стокса невозможно. Кроме того,
закон Стокса использует условие ламинарности движения частиц. Это
накладывает условие определения частиц диаметром только менее 0.25
мм, так как более крупные, возможно, будут осаждаться с возникновени-
ем турбулентных явлений.
При падении частиц возникает трение, но это трение внутри жидкой
фазы, а не на границе твердая частица--жидкость. Соответственно, ис-
пользуется вязкость раствора пирофосфата с поправкой на температуру,
при которой происходило определение.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
64
Методика определения и расчеты
Метод основан на механическом и физико-химическом диспергиро-
вании почв с целью разрушения микроагрегатов и получения ЭПЧ. Для
этого используют 4%-ный раствор пирофосфата натрия, а также механи-
ческое растирание.
Навеску почвы (для песчаных почв -- 20 г, для суглинистых -- 10 г)
взвешивают на аналитических весах (желательно с точностью до 0.0001
г, но не ниже 0.001 г) и помещают в фарфоровую ступку. Наливают в
стеклянный стаканчик на 50−100 мл строго 25 мл 4%-ного пирофосфата
натрия. Из него по каплям выливают около 10 мл раствора пирофосфата
натрия в фарфоровую ступку с почвой, энергично растирая почву рези-
новым наконечником пестика в течение 10 мин до образования пасты.
Паста не должна быть слишком густой. В пасту доливают оставшийся
пирофосфат (около 15 мм) и растирают до состояния однородной массы.
Затем добавляют воду до половины объема ступки и оставляют на 10
мин. Готовят чистый литровый цилиндр, в который сверху устанавлива-
ют большую (диам. около 10 см) стеклянную воронку, в воронку кладут
сито с ячейкой 0.25 мм. Через 10 мин хорошо перемешивают суспензию
стеклянной палочкой. Суспензию переносят в стеклянный литровый ци-
линдр, фильтруя через сито с ячейкой 0.25 мм (сначала оттирают пестик с
резиновым наконечником стеклянной палочкой от прилипшей почвы над
ступкой, а затем смывают оставшуюся на нем почву водой из промывал-
ки в сито, установленное в воронку). Обмывают ступку дистиллирован-
ной водой над ситом, слегка растирая пальцем возможно оставшиеся на
сите комочки почвы, промывают сито дистиллированной водой.
Готовят тарированные бюксы на 50 мл (5 шт.). Операция тарировки
бюкса состоит в его протирании, сушке при 105ºС в течение 6-ти часов,
взвешивании на аналитических весах. После сушки бюкс охлаждают в
эксикаторе и взвешивают на аналитических весах. Затем повторно сушат
при 105ºС в течение 2-х часов, взвешивании. Отличия в весе при повтор-
ных взвешиваниях не должны превышать 0.002 г. Если это условие вы-
полнено, бюкс считается доведенным до постоянного веса, -- оттариро-
ванным. Тарированные бюксы хранят в эксикаторе над гигроскопической
солью (обычно, CaCl2).
Оставшиеся на сите гранулометрические частицы >0.25 мм с помо-
щью промывалки с дистиллированной водой переносят в стеклянный
предварительно тарированный бюкс. Бюкс с частицами выпаривают на
песчаной бане, затем сушат в термостате (6 часов при 105°С). После чего
Глава III. Гранулометрический состав почв
65
охлаждают в эксикаторе и взвешивают на аналитических весах. На осно-
вании массы полученной фракции >0.25 мм рассчитывают ее процентное
содержание (см. расчеты ниже).
Перенесенную в цилиндр суспензию доводят дистиллированной во-
дой до 1 л. Закончен 1-й этап гранулометрического анализа. Перед по-
следующей операцией отбора проб (2-й этап) следует уточнить глубины
и время отбора проб суспензии. Практически удобными можно считать
следующие глубины погружения пипетки для отбора проб: <0.05 мм -- 25
см,<0.01мм--10см,<0.005мм--10см,<0.001мм--7см.
Сроки взятия проб зависят от температуры суспензии и плотности
твердой фазы почвы. Для измерения температуры в отдельный цилиндр с
дистиллированной водой помещают термометр (этот цилиндр стоит в
лаборатории в течение всего анализа). Для определения времени отбора
проб используют значения плотности твердой фазы, измеренные пикно-
метрически или средние данные плотности твердой фазы различных зо-
нальных почв (табл. III.9). Интервалы времени взятия проб приведены в
таблице III.10.
Таблица I II.9
Плотность твердой фазы различных почв, г/см3
Глуби-
на, см Лег-
кие
всех
типов
Подзоли-
стые и се-
рые лесные
Черноземы
обыкновен-
ные и туч-
ные
Чернозе-
мы юж-
ные
Кашта-
новые Бурые
и
серо-
земы
Солонцы
0--20 2.60
--
--
--
--
--
2.65 2.60
2.40
2.55 2.60 2.65
20--40 2.65 2.65
2.50
2.60 2.65 2.70
40--100 2.65 2.70
2.65
2.65 2.70 2.70
>100 2.65 2.70
2.70
2.70 2.75 2.75
Величины
брать по
типу той
почвы, в зоне
которой они
залегают
В случае необходимости определения частиц иного, кроме приведен-
ного выше диаметра, расчет скоростей падения частиц можно провести
по приведенному выше закону Стокса с учетом плотности и вязкости
воды, приведенных в табл. III.11.
Используя формулу Стокса можно рассчитать интервалы времени
t=h/v для соответствующего диаметра частицы и глубины отбора пробы,
где t и h -- время и глубина отбора пробы.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
66
Таблица I II.10
Интервалы времени взятия проб при гранулометрическом анализе
Время отбора проб
Температура, С
Плотность
тв.фазы
почвы,
г/см3
Диаметр
фракции,
мм
меньше
Глубина
отбора
пробы,
см
15
16
17
18
0.05
25 2' 34''
2' 32''
2' 29''
2' 24''
0.01
10 25' 36''
25' 22'' 24' 50''
24' 4''
0.005 10 1ч 42' 24'' 1ч 41' 30'' 1ч 39' 19'' 1ч 36' 14''
0.002
7 7ч27'59'' 7ч24'4'' 7ч14'32'' 7ч1'3''
2.45
0.001
7 29ч 51' 55'' 29ч 36' 14'' 28ч 58' 7'' 28ч 4' 13''
0.05
25 2' 28''
2' 27'' 2' 24''
2' 20''
0.01
10 24' 45''
24' 32'' 24' 0' '
23' 16''
0.005 10 1ч 38' 59'' 1ч 38' 7'' 1ч 36' 1''
1ч 33' 2''
0.002
7 7ч13'3'' 7ч9'16'' 7ч0'3''
6ч 47' 2''
2.5
0.001
7 28ч 52' 14'' 28ч 37' 4'' 28ч 0' 14'' 27ч 8' 7''
0.05
25 2' 24''
2' 22'' 2' 19''
2' 15''
0.01
10 23' 57''
23' 44'' 23' 14''
22' 31''
0.005 10 1ч 35' 48'' 1ч 34' 57'' 1ч 32' 55'' 1ч 30' 2''
0.002
7 6ч59'6'' 6ч55'26'' 6ч46'31'' 6ч33'55''
2.55
0.001
7 27ч 56' 23'' 27ч 41' 43'' 27ч 6' 4''
26ч 15' 39''
0.05
25 2' 19''
2' 18'' 2' 15''
2' 11''
0.01
10 23' 12''
22' 60'' 22' 30''
21' 48''
0.005 10 1ч 32' 48'' 1ч 31' 59'' 1ч 30' 1''
1ч 27' 14''
0.002
7 6ч46'0'' 6ч42'27'' 6ч33'49'' 6ч21'37''
2.6
0.001
7 27ч 4' 1'' 26ч 49' 49'' 26ч 15' 17'' 25ч 26' 27''
0.05
25 2' 15''
2' 14'' 2' 11''
2' 7''
0.01
10 22' 30''
22' 18'' 21' 49''
21' 9''
0.005 10 1ч 29' 59'' 1ч 29' 12'' 1ч 27' 17'' 1ч 24' 35''
0.002
7 6ч33'43'' 6ч30'16'' 6ч21'54'' 6ч10'4''
2.65
0.001
7 26ч 14' 50'' 26ч 1' 4'' 25ч 27' 35'' 24ч 40' 14''
0.05
25 2' 11''
2' 10'' 2' 7''
2' 3''
0.01
10 21' 50''
21' 39'' 21' 11''
20' 31''
0.005 10 1ч 27' 21'' 1ч 26' 35'' 1ч 24' 44'' 1ч 22' 6''
0.002
7 6ч22'8'' 6ч18'48'' 6ч10'40'' 5ч59'11''
2.7
0.001
7 25ч 28' 32'' 25ч 15' 11'' 24ч 42' 41'' 23ч 56' 44''
0.05
25 2' 7''
2' 6''
2' 3''
1' 60''
0.01
10 21' 13''
21' 2'' 20' 35''
19' 56''
0.005 10 1ч 24' 51'' 1ч 24' 7'' 1ч 22' 18'' 1ч 19' 45''
0.002
7 6ч11'13'' 6ч7'59'' 6ч0'5''
5ч 48' 56''
2.75
0.001
7 24ч 44' 53'' 24ч 31' 55'' 24ч 0' 21'' 23ч 15' 43''
Глава III. Гранулометрический состав почв
67
в зависимости от плотности и температуры
Время отбора проб
Температура, С
19
20
21
22
23
24
25
2' 20''
2' 15''
2' 12''
2' 9''
2' 6''
2' 6''
2' 2''
23' 17'' 22' 31'' 22' 1''
21' 30'' 21' 3''
20' 59'' 20' 25''
1ч33'10'' 1ч30'5'' 1ч28'3'' 1ч26'1'' 1ч24'14'' 1ч23'58'' 1ч21'39''
6ч47'35'' 6ч34'6'' 6ч25'12'' 6ч16'18'' 6ч8'30'' 6ч7'20'' 5ч57'13''
27ч 10' 19'' 26ч 16' 25'' 25ч 40' 48'' 25ч 5' 12'' 24ч 33' 60'' 24ч 29' 20'' 23ч 48' 51''
2' 15''
2' 11''
2' 8''
2' 5''
2' 2''
2' 2''
1' 58''
22' 31'' 21' 46'' 21' 17'' 20' 47'' 20' 21'' 20' 18'' 19' 44''
1ч30'4'' 1ч27'5'' 1ч25'7'' 1ч23'9'' 1ч21'26'' 1ч21'10'' 1ч18'56''
6ч34'0'' 6ч20'59'' 6ч12'23'' 6ч3'46'' 5ч56'14'' 5ч55'7'' 5ч45'20''
26ч 16' 2'' 25ч 23' 56'' 24ч 49' 31'' 24ч 15' 6'' 23ч 44' 56'' 23ч 40' 26'' 23ч 1' 19''
2' 11''
2' 6''
2' 4''
2' 1''
1' 58''
1' 58''
1' 55''
21' 47'' 21' 4''
20' 36'' 20' 7''
19' 42'' 19' 38'' 19' 6''
1ч 27' 9'' 1ч 24' 17'' 1ч 22' 22'' 1ч 20' 28'' 1ч 18' 48'' 1ч 18' 33'' 1ч 16' 23''
6ч21'19'' 6ч8'42'' 6ч0'23'' 5ч52'3'' 5ч44'46'' 5ч43'40'' 5ч34'13''
25ч 25' 14'' 24ч 34' 50'' 24ч 1' 31'' 23ч 28' 13'' 22ч 59' 3'' 22ч 54' 42'' 22ч 16' 51''
2' 7''
2' 2''
1' 60''
1' 57''
1' 55''
1' 54''
1' 51''
21' 7''
20' 25'' 19' 57'' 19' 29'' 19' 5''
19' 2''
18' 30''
1ч 24' 26'' 1ч 21' 39'' 1ч 19' 48'' 1ч 17' 58'' 1ч 16' 21'' 1ч 16' 6'' 1ч 14' 0''
6ч9'24'' 5ч57'12'' 5ч49'8'' 5ч41'4'' 5ч34'0'' 5ч32'57'' 5ч23'47''
24ч 37' 37'' 23ч 48' 47'' 23ч 16' 32'' 22ч 44' 16'' 22ч 16' 1'' 22ч 11' 49'' 21ч 35' 9''
2' 3''
1' 59''
1' 56''
1' 53''
1' 51''
1' 51''
1' 48''
20' 28'' 19' 48'' 19' 21'' 18' 54'' 18' 31'' 18' 27'' 17' 57''
1ч 21' 53'' 1ч 19' 10'' 1ч 17' 23'' 1ч 15' 36'' 1ч 14' 2'' 1ч 13' 48'' 1ч 11' 46''
5ч 58' 13'' 5ч 46' 23'' 5ч 38' 34'' 5ч 30' 45'' 5ч 23' 54'' 5ч 22' 53'' 5ч 13' 59''
23ч 52' 53'' 23ч 5' 32'' 22ч 34' 16'' 22ч 2' 59'' 21ч 35' 35'' 21ч 31' 31'' 20ч 55' 58''
1' 59''
1' 55''
1' 53''
1' 50''
1' 48''
1' 47''
1' 44''
19' 52'' 19' 13'' 18' 47'' 18' 21'' 17' 58'' 17' 55'' 17' 25''
1ч 19' 28'' 1ч 16' 51'' 1ч 15' 7'' 1ч 13' 23'' 1ч 11' 52'' 1ч 11' 38'' 1ч 9' 40''
5ч 47' 42'' 5ч 36' 12'' 5ч 28' 37'' 5ч 21' 2'' 5ч 14' 23'' 5ч 13' 24'' 5ч 4' 46''
23ч 10' 47'' 22ч 24' 50'' 21ч 54' 29'' 21ч 24' 8'' 20ч 57' 32'' 20ч 53' 35'' 20ч 19' 5''
1' 56''
1' 52''
1' 49''
1' 47''
1' 45''
1' 44''
1' 42''
19' 18'' 18' 40'' 18' 15'' 17' 49'' 17' 27'' 17' 24'' 16' 55''
1ч17'12'' 1ч14'39'' 1ч12'58'' 1ч11'17'' 1ч9'49'' 1ч9'35'' 1ч7'41''
5ч37'46'' 5ч26'37'' 5ч19'14'' 5ч11'52'' 5ч5'25'' 5ч4'27'' 4ч56'5''
22ч 31' 5'' 21ч 46' 27'' 21ч 16' 58'' 20ч 47' 29'' 20ч 21' 40'' 20ч 17' 50'' 19ч 44' 19''
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
68
Таблица I II.11
Вязкость 2%-ой суспензии почвы в 0.1%-ном растворе пирофосфата натрия,
в дистиллированной воде и плотность воды
Температура, С
Вязкость 0.1%
пирофосфата натрия
, пуазы
Вязкость
чистой воды,
, пуазы
Плотность
воды, ж, г/см3
15
0.012145
0.011383
0.99913
16
0.01204
0.01111
0.99897
17
0.011783
0.010837
0.99880
18
0.011419
0.010564
0.99862
19
0.011055
0.010291
0.99843
20
0.010691
0.01002
0.99823
21
0.010451
0.009796
0.99802
22
0.010211
0.009572
0.99780
23
0.010001
0.009348
0.99756
24
0.009971
0.009124
0.99732
25
0.009698
0.008902
0.99707
26
0.009491
0.008716
0.99681
27
0.009251
0.00853
0.99654
28
0.009011
0.008344
0.99626
29
0.008871
0.008158
0.99597
30
0.008631
0.007973
0.99567
Рассмотрим пример 1.
Рассчитать время отбора частицы с диаметром d <0.001, если имеем:
плотность твердой фазы почвы (частиц), s=2.5 г/см3; температура воды,
T=18C; глубина отбора проб, h=7 см.
Решение. Подставляем в формулу (III.1) d, s, ж, и рассчитываем
скорость. Нужно учесть, что радиус частицы r =d/2 и выражен в см. Вяз-
кость раствора пирофосфата натрия при 18C равна 0.011419 пуаз, а
плотность воды соответственно равна -- 0.99862 г/см3.
2
5
20
.
0
0
0
1
2
.
5
0
0
.
9
9
8
6
2
981
7.16571 10 cм/сек
920
.
0
1
1
4
2
v
.
Зная
глубину отбора фракции,
находим
время:
5
7
97687
7.16571 10
h
tv
[сек] или, переводя в часы: мин: сек, полу-
чаем окончательное время -- 27ч 8' 7''.
Взятие проб суспензии производят следующим образом. Суспензию в
цилиндре взбалтывают с помощью мешалки одинаковым быстро повто-
Глава III. Гранулометрический состав почв
69
ряющимися (вверх-вниз по всей длине цилиндра, но не вынимая из него)
движениями в течение 15−30 сек. Вынимают мешалку и сразу засекают
время. По истечению времени, необходимого для взятия частиц заданно-
го размера (табл. III.10), опускают тарированную пипетку на заданную
глубину внутрь цилиндра, стремясь попасть в центр поперечного сече-
ния, и с помощью аспиратора в пипетку забирают пробу суспензии. Сус-
пензия должна поступать в пипетку медленно, время забора пробы --
20−30 сек. Взяв пробу, поднимают пипетку, отводят ее от цилиндра.
Фиксируют окончательный объем пробы по пипетке, и сливают суспен-
зию в тарированный бюкс. Его высушивают сначала на песчаной бане, а
затем в термостате (6 часов при 105°С). Хранят в эксикаторе над гигро-
скопической солью.
Примечание. Для засоленных и некоторых других почв пептизирующее
действие пирофосфата натрия может оказаться недостаточным, и суспензия,
перенесенная в цилиндр, коагулирует. Полную коагуляцию легко обнару-
жить по просветлению всего столба жидкости в цилиндре и выпадению тве р-
дой фазы в осадок. При частичной коагуляции жидкость полностью не освет-
ляется, но на дне цилиндра, над плотным слоем песчаных и пылеватых ча с-
тиц, образуется рыхлый хлопьевидный осадок высотой 1−2 см. В случае пол-
ной коагуляции осветленную жидкость (вместе со всеми солями) по возмож-
ности полностью сливают. К осадку же в цилиндре добавляют 20 мл 4%-ного
раствора пирофосфата натрия, снова доводят дистиллированной водой объем
в цилиндре до 1 л. Если снова наблюдается полная коагуляция, то анализ
следует переделать, выяснив причины полной коагуляции (загрязнены дис-
тиллированная вода, пирофосфат Na и др.). Если коагуляция частичная, в
цилиндр предварительно добавляют для усиления коагуляции 0.5 г хлористо-
го натрия и оставляют на сутки. Через сутки берут пробу жидкости (25 или
50 мл) для определения плотн ого остатка. Суспензию взбалтывают и пр о-
должают анализ. Величина плотного остатка учитывается при расчете бессо-
левой навески.
Оборудование и реактивы
Ступка диаметром 10−12 см; пестик с резиновым наконечником; про-
мывалка с дистиллированной водой; сито диаметром 5−6 см с отверстия-
ми 0.25 мм; цилиндр объёмом 1 л диаметром 4−5 см; мешалка -- резино-
вый круг с отверстиями закрепленный на конце стержня длиной 60 см
(диаметр круга -- 40−50 мм, диаметр отверстий -- 3 мм); стеклянный ста-
канчик на 50 или 100 мл; стеклянная воронка диаметром не менее 10 см.
Установка для взятия проб, состоящая из штатива, пипетки, колбы с
дистиллированной водой, и аспиратора для засасывания суспензии. Пи-
петка длиной 26 см имеет овальную форму, что дает возможность лучше
промывать её водой. Конец пипетки запаян, в нем сделано 4 отверстия по
окружности, через которые засасывается суспензия.
Бюксы стеклянные термостойкие объемом 50 мл. Песчаная баня.
Термостат для сушки при 105оС. 4% раствор пирофосфата натрия (40 г
безводной соли Na4P2O7 растворяют в 1 л воды).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
70
Порядок расчета содержания фракций гранулометрических элемен-
тов полученных пипет-методом с предварительной диспергацией пиро-
фосфатом натрия.
Вычисление содержания фракций гранулометрических элементов в
процентах к массе почвы производится по следующей формуле:
()
1
0
0
0
1
0
0
х
ma
X
Vm
в%,
(III.2)
где Х --- содержание фракции частиц меньше определенного размера (на-
пример, <0.05 или 0.01 мм), %; mх --- масса данной фракции, г; а --- масса
пирофосфата натрия в пробе с учетом объема пробы (напомним, что для
пробы объемом 25.0 мл масса соли составляет 0.025 г), г; V --- объем про-
бы, мл; m --- масса абсолютно сухой навески почвы, взятой для анализа, г.
По приведенной формуле рассчитывают процентное содержание час-
тиц меньше определенного размера (<0.05 мм, <0.01 мм, <0.005 мм и
<0.001 мм). Затем, учитывая, что пробы с фракцией большего размера
частиц будут включать в себя остальные фракции, по классификации
Н.А. Качинского находят процентное содержание гранулометрических
фракций вычитанием из большей фракции меньшей. Таким образом, на-
пример содержание фракция пыли крупной (0.05--0.01 мм) = [содержанию
фракции <0.05 мм] -- [содержание фракции <0.01 мм] ; содержание фрак-
ция пыли средней (0.01---0.005) мм = [содержанию фракции <0.01 мм] --
[содержание фракции <0.005 мм]; содержание фракция пыли тонкой
(0.005---0.001) мм =[содержанию фракции <0.005 мм] -- [с
одержание
фракции <0.001 мм]. Содержание фракция <0.001 мм представляет собой
содержание физического ила.
Так получаем процентное содержание всех фракций за исключением
фракции песка мелкого (0.25---0.05 мм), которая определяется по разно-
сти 100% и суммы всех определенных в анализе фракций.
III.1.2. Рентгено-седиментационный метод гранулометрического
анализа (РСГ-метод, метод седиграфа)
Метод основан на принципе измерения плотности седиментирующей
дисперсии по поглощению рентгеновских лучей с автоматической реги-
страцией результатов в виде интегральной кривой масс-распределения в
диапазоне частиц диаметром от 100 мкм (0.1мм) и менее.
Этот метод не всегда предназначен для анализа почв в силу ряда спе-
цифических свойств и целей гранулометрического анализа. В частности,
окрашенность щелочных почвенных дисперсий органическим веществом
препятствует применению световых методов, наличие избыточного ко-
личества органического вещества, неодинаковое поглощение рентгенов-
ских лучей органическим веществом и различными минералами ограни-
чивает применение РСГ-метода, широкий диапазон частиц по размерам,
встречающихся в почве, не дает возможности достаточно полно характе-
ризовать все распределение каким-либо одним методом. Это существен-
но осложняет процедуру гранулометрического анализа почв.
Глава III. Гранулометрический состав почв
71
В силу этих причин следует различать анализ гранулометрического
состава почвы определенным методом для оценочных целей и грануло-
метрическое исследование полидисперсной, полигетерогенной системы,
каковой является почва. Инструментальные методы позволяют резко по-
высить объективность и точность гранулометрического анализа и его
информативность.
Процедура РСГ-метода на приборе «Седиграф 5000Д»
Метод основан на измерении плотности седиментирующей диспер-
сии по поглощению рентгеновских лучей. На диаграмме записывается
непрерывная кумулятивная кривая распределения частиц в интервале от
100 мкм (0.1мм) и меньше по эквивалентному диаметру частиц в соот-
ветствии с формулой Стокса в логарифмическом масштабе. Для анализа
необходимо 5−10 г почвы. Проба помещается в специальный стаканчик,
заливается 40−50мл 0.1−0.05% раствора пирофосфата (или гексамета-
фосфата) натрия и обрабатывается ультразвуком при помешивании до
полной диспергации. Контроль полноты диспергации производится с
помощью серии пробных анализов на седиграфе при увеличении экспо-
зиции до получения предельной кривой гранулометрического состава.
В случае необходимости, частицы крупнее 100 мкм определяются коли-
чественно рассевом на соответствующих ситах в растворе пирофосфата
натрия после ультразвуковой обработки. Стаканчик с подготовленной
дисперсией, содержащей частицы мельче 100 мкм, устанавливается в
камеру прибора по центру магнитной мешалки. Равномерно перемеши-
ваемая дисперсия с помощью пульсирующего насоса прогоняется через
седиментационную ячейку, помещенную на пути рентгеновского луча.
Для записи на диаграмме необходимо установить исходные коорди-
наты: нуль плотности дисперсии по исходной дисперсионной жидкости,
100% плотности дисперсии при ее равномерном перемешивании, старто-
вый диаметр (100 мкм или менее), с которого начинается анализ, и уста-
новочную скорость в зависимости от температуры дисперсии и плотно-
сти твердой фазы анализируемой пробы. После этого включается про-
грамма анализа. Запись диаграммы от 100 мкм до 1 мкм длится около 20
мин. Если был проведен отсев частиц крупнее 100 мкм, их содержание
необходимо учитывать в конечном результате.
Отдельного внимания заслуживает вопрос о влиянии органического
вещества почвы на результаты гранулометрического анализа РСГ-
методом. Органическое вещество поглощает рентгеновские лучи в 3−5
раз слабее, чем минеральные компоненты почвы, то есть доля участия
органического вещества в формировании результирующей кривой интен-
сивности проходящего пучка незначительна. Фактически седиграф дает
гранулометрический состав минеральной части почвы. В случае большо-
го содержания органического вещества (перегнойные, торфяные почвы)
анализ становится невозможным, так как для установки масштаба плот-
ности дисперсии от 0 до 100% требуется приготовление дисперсии
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
72
большой концентрации, до 10% и более, что не может быть принято для
условий расчета седиментации по Стоксу.
Иногда для проведения анализа органогенных почв возможно верти-
кальную развертку установить не на 100%, а вполовину меньше, то есть
на 50% с последующим пересчетом. В этом случае анализ становится
возможным, но результаты могут считаться только ориентировочными.
Оценивая в целом применение РСГ-метода, следует отметить:
-- метод дает хорошо воспроизводимую непрерывную кривую грану-
лометрического состава и не затушевывает индивидуальных особенно-
стей образца;
-- диспергация пробы с помощью ультразвука до предельного выхода
тонких фракций обеспечивает стандартизацию в подготовке образца к
анализу, и не производит разрушения гранулометрических элементов;
-- серия последовательных анализов одного и того же образца при
увеличивающейся длительности обработки ультразвуком позволяет оце-
нить прочность микроструктуры почвы.
Фактически, первичным количественным результатом собственно
гранулометрического анализа является кумулятивная кривая масс-
содержания частиц в зависимости от их диаметра независимо от метода
определения плотности дисперсии (пипет-метод или седиграф-метод).
Дальнейшая обработка результатов анализа и их интерпретация опреде-
ляется целями и задачами исследования гранулометрического состава.
III.2. Методы обработки и представления результатов по грану-
лометрическому составу
Использование результатов
Гранулометрический состав, выраженный в содержаниях фракций
гранулометрических элементов -- важнейшая физическая характеристика
почвы, одна из характеристик ее дисперсности. Он определяет все основ-
ные почвенные процессы, является одним из фундаментов почвенного
плодородия, так как в зависимости от гранулометрии почв формируются
те или иные сельскохозяйственные мероприятия. Знание гранулометри-
ческого состава почв также дает представление о генезисе, эволюции и
использовании почв. Ниже перечислены основные назначения данных о
гранулометрическом составе.
Название почвы по гранулометрическому составу. Оно определяется
данными гранулометрического состава верхнего горизонта почвы, ис-
пользуя либо классификационные положения Н.А. Качинского на основе
соотношения частиц >0.01 мм (физический песок) и <0.01 мм (физиче-
ская глина), либо приведенный выше треугольник Ферре.
По гранулометрическому составу, как по распределению содержания
частиц по их размерам, можно достаточно подробно характеризовать
изучаемый объект и сравнивать различные почвенные объекты. Для этого
используются непараметрические и параметрические методы.
Глава III. Гранулометрический состав почв
73
Как уже указывалось выше, на основе гранулометрического состава
можно восстановить и остальные свойства почв, воссоздать «образ» поч-
вы по отношению к росту растений, проведению влаги и пр. Например,
на основании гранулометрического анализа, исследуемая почва -- тяже-
лый суглинок. Это значит, что почва будет плохо проводить влагу, иметь
высокое содержание воды при низком содержании воздуха, будет долго
прогреваться («холодные» почвы). Если же мы получили по грануломет-
рии легкие почвы (супесь, песок связный и пр.), то это означает высокую
фильтрацию влаги сквозь почву, малый диапазон доступной воды для
растений, быстрый прогрев («теплые почвы»). Данные гранулометриче-
ского состава почв используют для количественного расчета гидрологи-
чески х свойств и функций почв с помощью так называемых педотранс-
ферных функций (см. Главу XI).
III.2.1. Классификация почв по гранулометрическому составу.
Созданы разные классификации элементарных частиц по их размеру
(табл. III.12).
Таблица I II.12
Классификация гранулометрических фракций по размеру (мкм) в разных
странах
Название
фракции Россия
США,
(Департа-
мент с.х.,
USDA)
ISSS США. Англия
и Уэльс Герма-
ния
Россия, ИГ
коллоиды <0.1 <0.2
<0.2 <0.2 <0.2 <0.2 <0.25
ил
<1
<2
<2
<5
<2
<2
<1
пыль
1−50 2−50
2−20 5−50 2−60 2−60 1−50
мелкая 1−5
−
−
−
2−6
−
1−5
средняя 5−10 −
−
−
6−20 −
5−10
крупная 10−50 −
−
−
20−60 −
10−50
песок 50−1000 50−2000 20−
2000 50−
2000 60−2000 60−
2000 50−2000
тонкий −
50−100 −
−
−
−
50−100
мелкий 50−250 100−250 20− 200 50− 250 60−200 60− 200 100−250
средний 250−500 250−500 −
−
200−500 200−
5000 250−500
крупный 500
500−1000 200−
2000 250−
2000 500−
2000 500−
2000 500−1000
грубый 1000 1000−2000
−
−
−
1000−2000
гравий >1000 >2000 >2000 >2000 >2000 >2000 >2000
Примечание: Россия -- классификация Н.А. Качинского, модифицированная Почвен-
ным институтом им В.В. Докучаева. Д.С.Х. − Департамент сельского хозяйства США.
ISSS -- Классификация международного общества охраны почв. Англия -- Британский
стандарт, Германия -- немецкий стандарт. Россия − ИГ −классификация, принятая в
инженерной геологии в России.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
74
Наиболее распространенная в России и некоторых других странах --
классификация Н.А. Качинского. Она представлена в табл. III.13.
Таблица II I.13
Классификация почв по гранулометрическому составу по Н.А. Качинскому
Содержание физической глины
(частиц < 0.01 мм), %
Содержание физического песка
(частиц > 0.01 мм), %
подзоли-
стого
типа
почвооб-
разова-
ния
степного
типа
почвооб-
разова-
ния
солонцы
и сильно
солонце-
ватые
почвы
подзоли-
стого
типа
почвооб-
разова-
ния
степного
типа
почвооб-
разова-
ния
солонцы
и сильно
солонце-
ватые
почвы
Краткое на-
звание почвы
по грануло-
метрическому
составу
0--5
0--5
0--5 100--95 100--95 100 --95 Песок рыхлый
(Пр)
5--10 5--10
5--10 95--90 95--90 95−90 Песок связан-
ный (Псв)
10--20 10--20 10--15 90--80 90--80 90−85 Супесь (С)
20--30 20--30 15--20 80--70 80--70 85--80 Суглинок лег-
кий (Сл)
30--40 30--45 20--30 70--60 7055 80--70 Суглинок
средний (Сср)
40--50 45--60 30--40 60--50 55--40 70--60 Суглинок тя-
желый (Ст)
50--65 60--75 40--50 50--35 40--25 60--50 Глина легкая
(Гл)
65--80 75--85 50--65 35--20 25--15 50--35 Глина средняя
(Гср)
>80
>85
>65
<20
<15
<35 Глина тяжелая
(Гт)
Исходя из рассчитанных фракций, дается название почвы по грану-
лометрии в классификации Н.А. Качинского, разделяющей текстурные
классы по суммарному содержанию частиц > 0.01 мм (физический песок)
или < 0.01 мм (физическая глина) и учитывающей тип почвообразования
(см табл. III.13). В нашем примере (степной тип почвообразования) полу-
чается содержание физической глины 50.63%-- суглинок тяжелый, а с
учетом доминирующих фракций -- суглинок тяжелый крупнопылевато-
иловатый, т.к. преобладает фракция ила, затем крупной пыли.
Кроме классификации Н.А. Качинского, которая вносит в классифи-
кационные градации еще и признак почвообразовательного процесса, до
сих пор в России и других странах используют классификацию
С.И. Долгова (табл. III.14), которая является более общей.
Глава III. Гранулометрический состав почв
75
Таблица I II.14
Классификация почв по гранулометрическому составу по С.И. Долгову
Содержание частиц
размером менее
0.01 мм, %
Основное наименование
разновидностей
Дополнительное наиме-
нование по преобладаю-
щей фракции
0...5
Рыхлопесчаная
5...10
Связнопесчаная
10...20
Супесчаная
Песчаные,
крупнопылеватые
20...30
Легкосуглинистая
30...40
Среднесуглинистая
40...50
Тяжелосуглинистая
50...65
Легкоглинистая
65...80
Среднеглинистая
Песчаные, крупнопыле-
ватые, пылеватые, ило-
ватые
80...100
Тяжелоглинистая
Пылеватые, иловатые
Заметим, что классификация С.И. Долгова является весьма схожей с
классификацией Н.А. Качинского в части применения ее для подзоли-
стых почв.
Существуют также классификации почв по гранулометрическому со-
ставу, учитывающие содержание трех фракций: песка (1 (2) -- 0.05 мм),
пыли (0.05 -- 0.001 мм) и глины (ила), частиц, размером меньше 0.001 мм.
В классификации, принятой в России, построенной на основании содер-
жания физической глины, в этом случае называют две преобладающие
фракции. На последнее место в названии ставят преобладающую фрак-
цию. Наименьшую по содержанию фракцию в названии опускают. Почва,
содержащая 52% физической глины, 30% ила, 50% пыли и 20% песчаной
фракции будет называться иловато-пылеватая легкая глина. В зарубеж-
ной литературой используют несколько другую классификацию почв по
гранулометрическому составу (табл. III.15), построенную также на со-
держании пыли, песка и ила (глины).
III.2.2. Перевод названия почвы по гранулометрии из отечест-
венной классификации в зарубежные
Проблема состоит в том, что границы фракций в отечественной и
большинстве зарубежн ых классификаций не совпадают; поэтому невоз-
можен прямой переход из одной классификации в другую. Например,
границы фракций в международной классификации: песок 2−0.005, пыль
0.05−0.002 и глина <0.002 мм. Для решения задач такого типа строится
интегральная кривая распределения гранулометрических частиц, где по
оси абсцисс откладывается диаметр частиц в равномерно-
логарифмическом масштабе, а по оси ординат откладывается содержание
частиц менее кон кретного диаметра (в процентах к массе абсолютно су-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
76
хой почвы). При использовании классификации Н.А. Качинского для гра-
нулометрических частиц почвы, диаметры составляют 0.001; 0.005; 0.01;
0.05; 0.025 и 1.0 мм. Логарифмы этих диаметров, соответственно, рав-
ны:−3.00;−2.30;−2.00;−1.30;−0.60 и 0.00. Эти величины отмечают на рав-
номерной шкале оси абсцисс. Для каждого значения диаметра частиц по
оси ординат откладывают процентные содержания всех частиц мельче
этого диаметра, т. е. суммарное (кумулятивное) содержание частиц
<0.001, <0.005, <0.01, и т. д. Последняя точка по оси абсцисс (0 в отсутст-
вии гравия и некаменистых почвах) соответствует 100%. Полученные
точки соединяют плавной кривой. Таким образом, кумулятивная кривая,
начинаясь со значений содержания ила (<0.001мм), непрерывно возрастает,
приближаясь к 100% при величинах диаметров самых крупных частиц.
Таблица II I.15
Американская классификация почв по гранулометрическому составу
Гранулометрического фракции, %
Название по гранулометрическому
составу, американская (перевод)
/российская номенклатура
Clay
(глина)
<2мкм
Silt
(пыль)
2−50 мкм
Sand
(песок)
>50 мкм
Sands (пески) /пески
≤10
0--10
85--100
Loamy sands (оглиненный песок) /супесь
средняя -- легкий суглинок
10--15 0--15
70--85
Sandy loam (опесчаненный суглинок)
/супесь тяжелая, легкий суглинок
15−20 0--15
70--85
Loam (суглинок)
/легкий -- тяжелый суглинки
5--27 28--50 45--80
Silt loam (пылеватый суглинок)
/тяжелый суглинок -- глина
0--30 73--88 20--45
Silt (пыль) /пылеватая глина
0--12 88--100 0--20
Sandy clay loam (опесчаненный и огли-
ненный суглинок) /легкий -- тяжелый
суглинки
20--36 0--28
45--80
Silty clay loam (пылеватый оглиненный
суглинок) /пылеватая глина
28--40 60--73 0--20
Clay loam (илистый суглинок) /глина
27--40 60--70 20--45
Sandy clay (опесчаненная глина) /тяже-
лый суглинок -- глина
36--55 0--20
45--65
Silty clay (пылеватая глина) /глина
40--60 40−60
0--20
Clay (глина) /глина
40--100 0--60
0--45
Глава III. Гранулометрический состав почв
77
Пример 2. В результате гранулометрического анализа чернозема по-
лучены следующие содержания фракций: <0.001 мм -- 3
7
.
5
%
,
(0.001−0.005 мм) -- 8, 9, (0.005−0.01 мм) -- 18.9, (0.01−0.05 мм) -- 30.2,
(0.05 −0.25 мм) -- 3.5 и (0.25−1.0 мм) -- 1.0%. Построить кумулятивную
кривую распределения гранулометрических частиц по размерам.
Решение. По оси ординат для соответствующих логарифмов диамет-
ров откладываем: для −3.00 -- 37.5%, для −2.30 -- 46.4%, для −2.00 --
65.3%; для −1.30 -- 95.5%, для −0.60 -- 99.0% и для 0 -- 100.0%. Кумуля-
тивная кривая представлена на рис. III.2.
Рис. III.2. Кумулятивная (интегральная) кривая распределе-
ния гранулометрических элементов по размерам
Далее, для определения процентного содержания фракций в зару-
бежных классификациях (песок 2−0.005, пыль 0.05−0.002 и глина
<0.002 мм) на оси абсцисс находят точки, соответствующие границам
этих трех фракций: 0.05 и 0.002 мм, или на равномерной логарифмиче-
ской шкале −1.30 и −2.70. Значение −2.70 будет соответствовать на орди-
нате содержанию глины, а −1.30 содержанию глины+пыли. Песок не-
трудно определить по разности [100−(глина+пыль)]. Так определяют со-
держание фракций глины, пыли и песка, соответствующих международ-
ной классификации. Классификационную принадлежность почвы в меж-
дународной классификации определяют, пользуясь треугольником Ферре
(см. на рис. III.3). Для этого на левой стороне треугольника, где отложено
содержание глинистых частиц, находят точку, соответствующую содер-
жанию глины (<0.002 мм). Из этой точки проводят прямую, параллель-
ную основанию.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
78
Затем на правой стороне треугольника (содержание пыли) также на-
ходят точку, соответствующую содержанию пыли в исследуемой почве.
И из нее проводят линию, параллельную левой стороне -- параллельно
оси «содержание глины». Две прямые линии пересекутся внутри тре-
угольника в некоторой точке, в которую также попадает третья линия,
проведенная параллельно оси «пыль » из точки, соответствующей содер-
жанию песка на основании треугольника. Эта точка пересечения трех
линий треугольника обязательно окажется внутри какой-либо области,
отвечающей за определенную классификационную группу почв по гра-
нулометрии.
Таким образом, отечественная классификация почв, основанная на
соотношении физической глины и физического песка в почве, является
по сути двухчленной, а международная -- учитывающая соотношения
трех фракций (пыль, песок, глина), трехчленной. Переход из одной в дру-
гую возможен лишь через построение кумулятивной кривой, нахождение
содержания указанных трех фракций и определение классификационной
принадлежности почвы по треугольнику Ферре.
Пример 3. Определить классификационные названия по грануломет-
рии чернозема по отечественной и международной классификациям, гра-
нулометрический состав которого представлен в примере 3.
Решение. Для этого по кумулятивной кривой (см. рис. III.2) для точки
на оси абсцисс, соответствующей диаметру глинистых частиц по зару-
бежной классификации (−2.70), определим содержание гли ны. Оно со-
ставляет 38.5%. Содержание (пыль+глина), соответствующее границе
фракций <0.05, достигает 95.5%, а пыли соответственно 95.5 -- 38.5
=57.0%, песка -- 4.5%. По треугольнику Ферре (рис. III.3) исследованный
чернозем относится к пылевато-глинистому суглинку.
Ниже приведена таблица (табл. III.16), в которой указаны примерные
названия российской классификации (классификации Н.А. Качинского),
которые соответствуют (примерно) международным названиям почв по
гранулометрии. Отметим, что точный переход возможен лишь по приве-
денной выше прописи с использованием кумулятивной кривой грануло-
метрического состава. А вот примерный «обратный» переход от назва-
ния почвы по международной классификации в отечественную возможен
(на качественном уровне) с использованием табл. III.16.
Гранулометрический состав определяет многие другие свойства поч-
вы, как физические, так и химические. Упаковка частиц создает порис-
тость почв, удельная поверхность зависит от количества илистых частиц,
а сама удельная поверхность почв определяет взаимодействие корней
растений и почвы, извлечение питательных веществ из почвы, содержа-
ние доступной растениям воды и пр. Отмечается зависимость разных
свойств почв от их гранулометрического состава, она характерна в той
или иной степени для всех почв (табл. III.17).
Глава III. Гранулометрический состав почв
79
III.2.3. Интерпретация и представление результатов грануло-
метрического анализа
Кумулятивная (интегральная) кривая.
Расчёт содержания отдельных фракций производится по разности
кумулятивного содержания фракций от крупных к более тонким. Данные
содержания кумулятивных фракций берутся из формулы III.2. или из диа-
грамм регистрации с прибора Седиграф.
пыль крупная (0.05−0.01 мм): 74.71 --- 50.63 = 24.08 %;
пыль средняя (0.01−0.05 мм): 50.63 --- 42.91 = 7.72 %;
пыль мелкая (0.005−0.01 мм): 42.91 --- 31.13 = 11.78 %;
ил (<0.001 мм): 31.13 %;
песок мелкий (содержание фракции 0.25---0.05 мм) находится по раз-
ности: 100 -- (1.70+24.08+7.72+11.78+31.13) = 23.59 %.
Полученные данные представляются в виде табличного материала
или гистограмм содержания конкретных фракций различного размера
Таблица I II.16
Соответствие названий по международной классификации и отечественной
классификации Н.А. Качинского (в круглых скобках указаны дополнительные
названия по преобладающим фракциям, в квадратных -- возможный грануломет-
рический аналог)
Название почвы по меж-
дународной классифика-
ции
Соответствующее название почвы по рос-
сийской классификации
Sandy loam
Средний [легкий] суглинок
(крупнопылеватый)
Loam
Средний [легкий] суглинок (пылеватый)
Clay loam
Средний суглинок (иловато-пылеватый)
Silty clay loam
Тяжелый суглинок (иловатый)
Sandy clay
Легкая глина (иловато-крупнопылеватая)
Silty clay
Средняя [легкая] глина (иловато-пылеватая)
Clay
Средняя [тяжелая] глина
Silt loam
Средняя глина (иловатая)
Silt
Средняя глина (пылеватая)
Sandy clay loam
Тяжелый суглинок (крупнопылевато-
мелкопесчаный)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
80
Рис. III.3. Треугольник Ферре (a) для классификации почв по гранулометриче-
скому составу и упрощенная классификация (б), используемые в некоторых зару-
бежных классификациях
Глава III. Гранулометрический состав почв
81
Таблица I II.17
Изменение физических свойств почв в зависимости от гранулометрического
состава
Почва, регион,
горизонт
Грану-
ломет-
риче-
ский
состав
Содержа-
ние частиц
< 0.01 мм,
%
Плот-
ность
почвы
Порис-
тость,
%
МГ,
% ВЗ,
% НВ,
%
Темно-
каштановая А т.с.
53
1.07 60 8.6 11.0 28
Волгоградская
обл.
А с.с.
37
1.20 52 5.5 7.0 22
А л.с.
28
1.30 50 3.8 5. 20
Асп
16
1.42 48 2.6 4.1 13
Чернозем
выщелоченный
Молдова
А с.с
39
1.20 54 7.2 10.0 −
В с.с
39
1.34 53 7.7 17.7 −
А т.с
53
1.21 56 7.7 17.1 −
В т.с.
54
1.30 50 8.2 12.4 −
А л.г.
64
1.19
59.414.4−
В л.г.
64
1.28 52 10.4 14.0 −
Чернозем
слитой
А
т.г
72
1.13 56 −
−
В т.г.
75
1.26 52 −
−
Чернозем
Асп
18
1.21 56 3.8 5.9 20
выщелоченный В сп
19
1.46 44 2.3 3.0 12
Зап. Сибирь А л.с
23
1.00 60 6.4 7.0 32
В л.с.
25
1.30 50 4.5 4.7 15
А с.с
41
0.91 65 6.8 8.3 35
В с.с.
34
1.19 55 4.5 6.8 22
А т.с.
48
0.79 69 12.7 18.3 55
В т.с.
60
0.95 65 13.3 19.2 39
А л.г.
64
0.70 72 14.9 21.4 57
В л.г.
74
1.17 56 12.4 18.1 29
п
4
1.50 40 0.3 0.5 5
Дерновая АСВ п
4
−
−1.52.0−
Примечание: п -- песок, сп -- супесь, лс -- легкий суглинок, с.с. -- средний сугли-
нок, т.с. -- тяжелый суглинок, л.г. -- легкая глина, т.г. -- тяжелая глина.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
82
Таблица I II.19
Гранулометрический состав дерново-подзолистой почвы на моренном суглинке.
Метод анализа: рентгенометрический с предельной ультразвуковой дисперга-
цией в 0.05% растворе пирофосфата натрия (расчёт на безгумусную навеску)
Содержание фракций, %
Горизонт;
мощность,
см.
Глубина
взятия об-
разца, см.
<1
мк
м
1−5
мкм 5−10
мкм
10−50
мкм
>50
мкм
А1, 2−10
2−10
14
13
7
56
10
А2, 16−28 20−25
14
12
4
62
8
В1, 63−105 80−90
37
8
4
42
9
С, глубже
105
110−120
38
11
3
30
18
Рис. III.4. Гистограмма содержания гранулометрических фракций. 1 -- ил,
2 -- пыль мелкая, 3 -- пыль средняя, 4 -- пыль крупная, 5 -- песок мелкий
Рис. III.5. Кумулятивные кривые гранулометрического состава дерново-
подзолистой почвы
Глава III. Гранулометрический состав почв
83
Обработка первичных данных начинается с классификационной
идентификации образца. Эта операция зависит от метода анализа и при-
нятой классификации. В частности, для пипет-метода по Н.А.Качинскому
находится сумма фракций меньше 10 мкм (0.01 мм) -- физическая глина,
отмечаются преимущественные фракции и даётся полное название по
гранулометрическому составу. Исходя из рассчитанных фракций, дается
название пробы (горизонта, слоя) по гранулометрическому составу
в классификации Н.А. Качинского, разделяющей текстурные классы по
суммарному содержанию частиц > 0.01 мм (физический песок) или < 0.01
мм (физическая глина) и учитывающей тип почвообразования.
Графически гранулометрический состав отдельного образца удобно
показать в виде гистограммы содержания гранулометрических фракций
(рис. III.4). Не следует смешивать гистограмму с корректно построенны-
ми интегральн ыми и дифференциальными кривыми распределения гра-
нулометрических элементов по их размерам.
Полезное представление о строении почвенного профиля даёт про-
фильная диаграмма гранулометрического состава (рис. III.6). Обычно при-
нято традиционно изображать изменения по профилю почв плавной лини-
ей, но более точно следует изображать переход ступенчатой линией, где
каждая ступень соответствует горизонту. Она строится последовательным
суммированием содержания фракций от тонких к более грубым в соответ-
ствии с глубиной взятия образца и мощностью характеризуемого слоя.
Организованный таким образом материал дает основания для заклю-
чения о классификационной принадлежности почвы, литологии почвен-
ного профиля и его особенностях. Дальнейшая обработка результатов
связана с оценкой характера распределения частиц по размерам и исполь-
зования показателей этих распределений как характеристик грануломет-
рического состава.
Рис. III.6. Профильная диаграмма гранулометрического состава
дерново-подзолистой почвы (обозначения см. на рисунке III.4)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
84
III.2.4. Математическое описание (аппроксимация) кривой гра-
нулометрического состава
Вероятностная интерпретация распределений частиц по размерам
на уровне гранулометрического, состава почв.
Общепринятая система выражения результатов гранулометрического
анализа в виде процентного содержания фракций частиц различной
крупности наиболее полно решает вопрос о классификационной принад-
лежности изучаемого объекта. Границы между фракциями, принятые
различными исследователями не всегда совпадают, что привело к суще-
ствованию ряда классификаций «механических», «гранулометрических»
элементов, «элементарных почвенных частиц» и, соответственно, ряда
классификаций почв по гранулометрическому или механическому соста-
ву. Часто это обусловливает несравнимость результатов гранулометриче-
ского анализа и терминологии, используемых исследователями различ-
ных стран, отдельных групп и организаций.
Имеются попытки применения статистико-математических методов
оценки гранулометрического состава (Антонов, Гриффитс, Рухин). Ста-
тистические характеристики гранулометрического состава как некоего
дискретного распределения -- весового и частичного, частиц по их разме-
рам могут быть использованы как классификационные показатели. Из-
вестны статистические модели, в том числе и логнормальное распределе-
ние, приблизительно применимы для описания песков различного гене-
зиса, а также крупности зёрен в шлифах горных пород, и практически не
применимы к тонкодисперсным грунтам и почвам. Отличие грануломет-
рического состава от логнормального распределения вызвало необходи-
мость введения дополнительных характеристик -- асимметрии, эксцесса и
т.д. Наличие тонкодисперсных фракций резко ограничивает примени-
мость логнормального распределения, т.к. в этом случае различия в
глинных компонентах относятся к «ошибкам» нерегулярного характера и
фактически не учитываются при «аппроксимации кривой до логнормаль-
ного распределения.
Массовое изучение кумулятивных кривых гранулометрического со-
става почв и почвообразующих пород, полученных различными метода-
ми, позволило выявить, что для всех изученных объектов характерна ти-
повая кумулятивная кривая и на всех кривых выделяется изменение, при-
уроченное к диаметру частиц порядка 5−6 мкм.
Наличие типовых кумулятивных кривых для почвенных объектов да-
ёт предпосылки для описания гранулометрического состава с помощью
типовых функций, различающихся только по значениям характеристич-
ных величин. Но границы в 5, 6, 10 мкм издавна приняты в различных
классификациях за раздел между глинными и песчаными компонентами
почвы. Поэтому, с учётом физического смысла разделения всего диапа-
зона частиц на «глинные» и «песчаные» компоненты и достаточно ясного
Глава III. Гранулометрический состав почв
85
характера изменения кривой, описание гранулометрического состава
единой функцией представляется нецелесообразным.
Распределение частиц глинных компонентов в пределах эксперимен-
тально определяемого интервала (0.1---мкм), удовлетворительно описы-
вается интегральной функцией:
Px (при x<5мкм) = (0.2x)k,
(III.3)
где Px − содержание (Фx, %) частиц диаметром меньше x мкм, выражен-
ное в долях от общего содержания (Ф5 , %) глинных компонентов, то есть
Px = Фx/Ф5; Ф5 −% содержания частиц диаметром менее 5 мкм;
k -- показатель степени, находится из экспериментальных данных.
Распределение частиц диаметром более 5 мкм (песчаные компонен-
ты) описывается формулой (интеграл вероятности):
1
(5 )1
x
n
Px мкм
x
,
(III.4)
где Px − содержание частиц диаметром от 5 до x мкм, выраженное в долях
от общего содержания частиц диаметром более 5 мкм, то есть:
5
5
ФФ
(5 )100 Ф
х
x
Px мкм
,
(III.5)
α ---нормирующая величина аргумента, мкм; n ---показатель степени.
Нормирующая величина α в распределении песчаных компонентов
является средним диаметром частиц, что позволяет легко находить её по
кумулятивному графику как диаметр частиц, соответствующий половин-
ному содержанию (Фα), песчаных компонентов. Величина Фα находится
по формуле:
5
100 Ф
Ф
2
(III.6)
Показатель степени n является характеристикой асимметрии и, в то
же время, обуславливает «крутизну» распределения или, другими слова-
ми, отсортированность песчаных частиц. Нахождение величины n по
экспериментальным данным возможно по специальной номограмме (ри-
сунок III.7).
Номограмма представляет собой график зависимости вероятности
Р1.5α от показателя n. Для нахождения величины n необходимо опреде-
лить графически средний диаметр α, умножить его на 1.5 и найти по ку-
мулятивному графику процентное содержание частиц, соответствующее
диаметру 1.5α (Ф1.5α). Рассчитать вероятность Р1.5α по формуле III.5. и
найти по номограмме величину n, соответствующую этой вероятности.
Расчёт этих величин можно производить независимо от метода ана-
лиза. Для этого по данным анализа нужно построить плавную кумуля-
тивную кривую в полулогарифмическом масштабе и далее производить
все расчёты как описано выше.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
86
Рис .III.7. Номограмма для определения степени отсортированности
песчаных компонентов
Использование вероятностных показателей гранулометрического со-
става для характеристики почв и оценки почвенных процессов.
Для количественного описания гранулометрического состава кон-
кретного образца необходи мо наличие четырех характеристик: глини-
стых компонентов -- Ф5, k; песчаных компонентов -- α и n. Диапазоны и
градации этих величин даны в таблице III.18.
Величина Ф5 характеризует долю глинных компонентов (содержа-
ние, %, частиц диаметром < 5 мкм), соответственно (100 ---Ф5) % харак-
теризует содержание песчаных компонентов. Функции распределения
глинных и песчаных компонентов связаны между собой через величину
Ф5. Эта величина является основной оценочной величиной и позволяет
отнести изучаемый объект к основным категориям по гранулометрическо-
му составу от песков до тяжелых глин. Названия категорий при приведен-
ных количественных градациях соответствуют названиям в соответствии с
классификацией Н.А. Качинского
Показатель k отражает участие грубодисперсного материала в составе
глинных компонентов независимо от их общего содержания Ф5. Чем
больше величина k, тем грубее глинные компоненты. Показатель k отра-
жает характер глинных компонентов, их отмытость, выщелоченность,
иллювиированность, что делает его характеристичным для таких явле-
ний, как оподзаливание, оглеение, оглинение и др., связанных с транс-
формацией, переносом и локализацией тонкодисперсного вещества в
профиле почвы.
Существует также связь между величиной показателя k и минерало-
гическим составом глинных компонентов. Так, невысокие значения ве-
личины k свидетельствуют о преимущественном присутствии в составе
глинных компонентов высокодисперсных минералов, высокие значения k
-- о преимущественном содержании грубодисперсных минералов.
Глава III. Гранулометрический состав почв
87
Таблица I II.18
Диапазоны и градации характеристичных величин вероятностных функций
распределения гранулометрических элементов почв и почвообразующих
пород
Название
Содержание глинных компонентов Ф5, %
Песок
<10
Супесь
11---20
Суглинки: легкий
21---30
средний
31--- 40
тяжелый
41--- 60
Глины: легкая
61--- 70
средняя
71--- 80
тяжелая
>80
Дисперсность глинных компонентов
Градации показателя k
Высокодисперсные: тонкоколлоидные
< 0.10
среднеколлоидные
0.11 --- 0.20
грубоколлоидные
0.21 --- 0.30
Среднедисперсные
0.31 --- 0.40
Грубодисперсные
> 0.40
Зернистость песчаных компонентов
Средний диаметр , мкм
Незернистые
<20
Тонкозернистые
21---30
Среднезернистые
31---50
Грубозернистые
>50
Отсортированность песчаных компонентов
Градации показателя n
Неотсортированные
< 2.0
Слабоотсортированные
2.1---0
Среднеотсортированные
3.1---0
Сильноотсортированные
> 4.0
Характеристичные величины распределения песчаных компонентов,
средний диаметр и показатель отсортированности n, отражают процес-
сы гипергенного разрушения и перераспределения первичных пород.
Малые величины среднего диаметра наблюдаются в глини стых желтозе-
мах, красноземах (16 мкм), в осветленных горизонтах подзолов и соло-
дей, в лессовидных суглинках и лессах (20 мкм). Наиболее грубозерни-
стые песчаные компоненты присущи моренным отложениям. При одина-
ковых условиях средний диаметр песчаных компонентов свидетельствует
о времени, в течение которого исходная порода подвергалась действию
формирующих факторов. При одинаковом возрасте меньший диаметр
свидетельствует о большей интенсивности процессов гипергенеза.
С усилением процессов гипергенеза (и почвообразования) увели чивается
отсортированность песчаных компонентов. Наименьшей отсортирован-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
88
ностью обладают моренные отложения (n < 2), наибольшая отсортиро-
ванность наблюдается в осветленных горизонтах подзолов -- n > 4. Высо-
кая отсортированность песчаных компонентов характерна также для вод-
ноосадочных глин, лёссов, эоловых и водноледниковых легких отложе-
ний. Величины α и n косвенно отражают минералогический состав пес-
чаных компонентов. Повышенная зернистость и малая отсортирован-
ность совпадают, как правило, с полиминеральным составом песчаных
компонентов при значительной доле минералов малой устойчивости (по-
левых шпатов, плагиоклазов и т.д.). Уменьшение зернистости и усиление
отсортированности сопровождается изменением минералогического со-
става к преимущественно кварцевому с участием других прочных мине-
ралов. Все это делает показатели α и n весьма характерными для различ-
ных типов почвообразующих пород, сформированных на них почв и от-
дельных почвенных горизонтов. Представление данных по вероятност-
ной характеристике можно давать в виде таблицы четырех величин как
дополнение к исходным данным или отдельно (табл. III.19).
В целом, гранулометрический метод исследования дает объективную
информацию по ряду важных особенностей почв: по гранулометрическо-
му составу отдельных образцов, по литологии почвенного профиля, по
современным и длительным процессам гипергенеза и почвообразования.
III.2.5. Непараметрические методы
Гранулометрический состав представляет собой некоторую функцию
распределения содержания частиц по размерам. Общего вида, единого
уравнения для этой функции неизвестно. Но можно использовать некото-
рые количественные показатели распределения, которые не требуют точ-
ного знания вида функции распределения, -- так называемые непарамет-
рические показатели. Предложено, в частности, ввести понятие о диамет-
ре частиц, содержание которых на кумулятивной кривой будет меньше
заданного. Например, меньше 40%, начиная от самых мелких. Это вели-
чину можно обозначить как d40 [мм]. Она указывает на диаметр частиц,
для которого содержится 40% частиц с меньшим диаметром, а 60% -- с
бóльшим. Для этого надо на оси ординат отметить величину 40% и найти
для нее соответствующий диаметр частиц по кумулятивной кривой. На-
пример, для используемых в качестве примеров гор. АЕ дерново-
подзолистой почвы и гор. А чернозема величины d40 составляет 0.021 и
0.006 мм. Это означает, что 40% частиц в черноземе имеют диаметр
меньше 0.006 мм, а вот в гор.АЕ дерново-подзолистой почвы этот диа-
метр значительно больше -- 0.021 мм. Поэтому величина d40 характеризу-
ет гранулометрический состав: чем она меньше, тем тяжелее грануломет-
рический состав, чем больше -- тем легче почва. Этот подход, достаточно
общий, известен как подход, использующий квантили для любых типов
распределений, в данном случае, 40%-ный квантиль.
Глава III. Гранулометрический состав почв
89
Таблица I II.19
Характеристики распределений гранулометрических элементов некоторых
почв
Глинные
компоненты Песчаные
компоненты
Почва
Го-
ри-
зонт Ф5,
%
kα
n
Название почвы по грануломет-
рическому составу в соответст-
вии с градациями табл. 2.2.3.2.1.
А1 27 0.41 24 2.5 сугл. легк., грубодисперсн. тон-
козернистый, слабоотсортиро-
ванный
А2 26 0.39 25 3.0 сугл. легк. среднедисп., тонко-
зернистый, слабоотсортирован-
ный
В1 61 0.10 30 2.0 глина легк., тонкоколлоидн.
среднезерн. неотсортированная
Дерново-
подзолистая на
морене
С 49 0.16 37 2.0 сугл. тяж., среднеколлоидн.,
среднезернистый, неотсортиро-
ванный
А1 55 0.20 22 3.1 сугл.тяж., среднеколлоидн., тон-
козернистый, среднеотсортиро-
ванный
В1 54 0.14 22 3.3 тоже
Чернозём ти-
пичный
В2 57 0.20 22 3.4 тоже
А1 42 0.21 28 2.7 сугл.тяж., грубоколлоидн., тон-
козернистый, слабоотсортиро-
ванный
В1 69 0.11 24 2.9 глина легк., среднеколлоид.,
тонкозернистая, слабоотсорти-
рованная
Солонец кашта-
новой зоны
С 54 0.13 29 3.2 сугл.тяж., среднеколлоидн., тон-
козернистый, среднеотсортиро-
ванный
АВ 9 0.37 120 2.7 песок среднедисперсный, грубо-
зернистый, слабоотсортирован-
ный
орт-
занд 36 0.04 160 3.4 сугл.средн. тонкоколлидн., гру-
бозернистый, среднеотсортиро-
ванный
Песчаная почва
на эоловых от-
ложениях
С 9 0.07 135 3.0 песок, тонкоколлоидный, грубо-
зернистый, среднеотсортирован-
ный
Кварцевый песок, раз-
мол
супесь, грубодисперсная, тонко-
зернистая, среднеотсортирован-
ная
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
90
Далее, можно использовать различные комбинации квантилей. Не-
редко используют следующие коэффициенты («Handbook of Soil
Science», 2000):
1) коэффициент однообразия
60
30
ud
Cd
(или иногда
60
10
ud
Cd
), который
характеризует крутизну наклона кумулятивной кривой: чем больше кру-
тизна кривой, тем ближе по значению окажутся диаметры частиц, отве-
чающие содержаниям 30 и 60%, тем меньше будет величина Сu. Соответ-
ственно, чем выше величина Сu, тем хуже отсортированность частиц по
размерам (больше разнообразных частиц по диаметрам). В нашем приме-
ре Сu для гор. А чернозема и гор.АЕ дерново-подзолистой почвы соста-
вили:
0.011 5.24
0.0021
u
C
и 0.054 3.6
0.015
u
C
, соответственно. Большее
значение Сu в черноземе указывает на большее разнообразие частиц по
диаметру в гор. А чернозема, чем в гор. АЕ дерново-подзолистой почвы.
Это подтверждает эволюцию гор. АЕ дерново-подзолистых почв, из ко-
торого происходит вынос тонких частиц, остаются более однообразные
по размерам, устойчивые частицы, − Сu уменьшается;
2) градационный коэффициент
30
60 10
gd
Cdd
, который характеризует
уменьшение содержания глинистых частиц и их различий по диаметру
(равномерности их диаметров). Этот коэффициент применяется в основ-
ном для песчаных почв, в которых содержание илистой фракции не пре-
вышает 10% (только в этом случае можно по экспериментальным данным
рассчитать d10).
Отметим, что этот подход, использующий непараметрические харак-
теристики, является общеупотребительным для оценки любых распреде-
лений, будь то распределение ЭПЧ по размерам (гранулометрический
состав), агрегатов по размерам (агрегатный состав), объемов пор по их
размерам (дифференциальная порозность) и др.
Литература
Ананьев В.П. Минералогический состав лессовой породы Ставрополья.
Докл.АН СССР. 1956. т.110. № 6.
Вадюнина А.Ф., Корчагина З.А. Методы исследован
и
я физи
ческ
и
х
свойств почв. М.Агропромиздат, 1986.
Воронин А.Д. Основы физики почв. Изд-во Моск. ун-та. 1986.
Качинский Н.А. Физика почвы Ч.1.М. 1965.
Полевые и лабораторные методы исследования физических свойств почв,
2001. Под ред. Е.В. Шеина.
Шеин Е.В. Курс физики почв. Изд-во Моск. ун-та. 2005.
Handbook of Soil Science. Ed. by Malcolm E.Summer. 2000. CRC Press.
Soil Survey Laboratory Methods Manual. Soil Survey Investigations Report № 42.
Version 3.0. January 1996. USDA. NRCS. NSSC.
ГЛАВА IV
АГРЕГАТНЫЙ СОСТАВ ПОЧВ
Теория
Почвенный агрегат -- естественное почвенное трехмерное образова-
ние из почвенных микроагрегатов и/или элементарных почвенных частиц
в результате их соединения прочными связями и соединениями различ-
ной природы: коагуляция коллоидов, органическое вещество почвы, ио-
нами Са, Al, Fe. Агрегаты обладают порозностью, называемой агрегат-
ной. Являются основным «запасающим» объемом почвенного порового
пространства, в котором содержатся питательные вещества, влага, воздух
и почвенные микроорганизмы.
Выделяют агрегатный уровень исследования почв, который находит-
ся между текстурным (т.е. уровнем элементарных почвенных частиц) и
горизонтным. На схеме (рис. IV.1) представлен горизонтный уровень,
состоящий из отдельных агрегатов, которые в свою очередь состоят из
микроагрегатов и элементарных почвенных частиц.
Отдельные гранулометрические частицы могут взаимодействовать
друг с другом, «склеиваясь» и образуя сначала микроагрегаты, а затем и
макроагрегаты, педы, почвенные комки и фрагменты. Это хорошо видно
на приведенной в начале предыдущей части схеме агрегатного строения
почв (см. рис. IV.1). Микроагрегаты на этой схеме -- это почвенные от-
дельности, состоящие из элементарных почвенных частиц. Отметим
очень важный момент в организации микроагрегатов: основную связую-
щую роль между пылеватыми и песчаными элементарными почвенными
частицами (скелетом) играют илистые частицы. Так формируется из эле-
ментарных почвенных частиц первичная структурная единица почвы --
микроагрегат. Соединяясь друг с другом, микроагрегаты образуют уже
макроагрегаты, или просто агрегаты. Граница между микро- и макроагре-
гатами, по предложению К.К. Гедройца, находится на уровне 0.25 мм.
Особенно важна устойчивость, стабильность почвенных микро- и макро-
агрегатов, способность их противостоять внешним воздействиям. Именно
от этой способности агрегатов зависит и противоэрозионная устойчи-
вость почв, и способность выдерживать внешние механические нагрузки,
и многие другие почвенные функции.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
92
Рис. IV.1. Схема агрегатного строения почв
Итак, основные термины:
Агрегаты (микроагрегаты <0.25 мм и макроагрегаты >0.25 мм) --
это группа элементарных почвенных частиц или микроагрегатов, кот о-
рые соединяются друг с другом прочнее, чем с другими соседними поч-
венными частицами.
Почвенный пед -- термин во многом аналогичный агрегату. Однако
термин «почвенный агрегат» чаще всего применяют для зернистой, ком-
коватой структуры гумусово-аккумулятивного и пахотного горизонтов, а
«пед » -- для разнообразных структурированных природных почвенных
образований в различных горизонтах почвы.
Почвенный комок, фрагмент -- термин, аналогичный почвенному
агрегату, но применяемый, как правило, к агрегатам размером >10 мм.
Стабильность (устойчивость) агрегатов -- способность сохранять
пространственное распределение твердой фазы почвы и порового про-
странства при действии внешних сил. Это свойство показывает насколько
соединяющие внутриагрегатные силы способны противостоять внешним
разрушающим силам.
Глава IV. Агрегатный состав почв
93
IV.1. Микроагрегатный анализ почв
Микроагрегат [microagregate] -- почвенное трехмерное образова-
ние, состоящее из первичных (элементарных) почвенных частиц. По
предложению К.К. Гедройца (1926) к микроагрегатам относят агрегаты
диаметром <0.25 мм, а >0.25 мм -- макроагрегатами, или, просто агрега-
тами. Для определения распределения содержания фракций микроагрега-
тов (фракции имеют те же размеры, что и в гранулометрическом составе)
почву подвергают физико-химическому и механическому воздействию,
разрушающему макроагрегаты, но сохраняющему микроагрегаты. Это
должно быть воздействие более слабое, чем используется при грануло-
метрическом анализе. Поэтому, при микроагрегатном анализе применя-
ют: (а) интенсивное механическое взбалтывание в дистиллированной
воде (метод Н.А. Качинского), (б) на порядок более низкую концентра-
цию (0.4%-ная) пирофосфата натрия, чем при гранулометрическом ана-
лизе и очень слабое механическое воздействие. Эти физико-химические
диспергации позволяет разрушить макроагрегаты, но сохранить нераз-
рушенными микроагрегаты. Определение содержания фракций микроаг-
регатов производят пипет-методом или другими методами, используе-
мыми для гранулометрического анализа.
Традиционно распределение микроагрегатов по размерам (микроаг-
регатный состав почв) рассматривается совместно с гранулометрическим
составом почв. Более того, как указывалось выше, фракции микроагрега-
тов по размерам аналогичны фракциям гранулометрических элементов.
Это позволяет провести ряд оценок устойчивости микроструктуры. Если
рассмотреть кумулятивные кривые гранулометрического и микроагре-
гатного анализов, можно заметить их несовпадение как в области тонких
частиц, так и в области крупных, песчаных (рис. IV.2). Различие в содер-
жании тонких частиц, в частности, ила, указывает какое количество ила
из гранулометрии участвует в формировании микроагрегатов. Эта об-
ласть агрегированного ила (см. рис. IV.2). Чем она больше, тем большее
количество ила участвует в образовании устойчивых микроагрегатов, тем
лучше почвенно-физические условия. Напротив, в области крупных пес-
чаных частиц кривая микроагрегатного анализа идет выше, количество
микроагрегатов выше, чем гранулометрических частиц. Это вполне по-
нятно: в случае микроагрегатного анализа мы определяем частицы, кото-
рые получились агрегированием из более мелких гранулометрических
частиц. Значит, чем шире эта область различия кривых микроагрегатного
и гранулометрического составов, тем больше крупных микроагрегатов,
тем лучше микроагрегирована почва. Именно на основании рассмотрения
этих областей в гранулометрическом и микроагрегатном анализах пре д-
ложены различные характеристики (или коэффициенты), позволяющие
судить об агрегированности почв, о наличии стабильных микроагрегатов.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
94
Рис. IV.2. Пример кумулятивных кривых микроагрегатного
и гранулометрического составов
IV.1.1. Методика микроагрегатного анализа
Навеску почвы (для песчаных почв -- 20 г, для суглинистых -- 10 г),
взятую на аналитических весах (желательно с точностью до 0,0001 г) по-
мещают в фарфоровую ступку, в которую по каплям доливают 25 мл
0.4%-ного раствора пирофосфата натрия. Через 10 мин пробу почвы с
прилитым пирофосфатом размешивают стеклянной палочкой в течение
3-х мин. Полученную пасту переносят в цилиндр через сито 0.25 мм. Ос-
тавшиеся на сите комочки почвы смывают из промывалки дистиллиро-
ванной водой (не растирая!), переносят в тарированный бюкс, выпарива-
ют на песчаной бане, высушивают в сушильном шкафе при 105 Сº,и
взвешивают на аналитических весах. Рассчитывают содержание фракции
микроагрегатов размером >0.25 мм. Содержание остальных фракций оп-
ределяют пипет-методом, аналогично определению этих фракций в гра-
нулометрическом анализе.
NB! --- при расчете времени отбора проб вязкость суспензии брать,
как для чистой воды.
Оборудование и реактивы
См. оборудование для гранулометрического анализа.
Реактивы: 0.4% раствор пирофосфата натрия (4 г безводной соли
Na4P2O7 растворяют в 1 л воды).
Расчеты
Расчеты в микроагрегатном анализе в целом аналогичны расчетам,
используемым при анализе гранулометрического состава (см. Главу III).
Глава IV. Агрегатный состав почв
95
При расчете времени отбора проб также используют формулу Стокса
(III.1), но берут вязкость чистой воды (см. табл.III.11).
Расчет содержания фракций микроагрегатов также производится ана-
логично приведенному выше расчету содержания фракций грануломет-
рических элементов за исключением того, что количество пирофосфата
натрия в 25 мл отобранной пробы составит 0.0025 г. Количество соли
также вычитается из массы абсолютно сухого остатка в бюксе, в соответ-
ствии с объемом пробы.
Использование результатов
Как уже указывалось, сравнение кривых гранулометрического и мик-
роагрегатного составов (рис. IV.2) позволяют сделать ряд выводов по
микрооструктуренности почвы. Ниже приводятся ряд оценочных града-
ции почв по гранулометрическому и микроагрегатному составам.
Коэффициент дисперсности по Качинскому (Кд, %):
м
д
г
=И
К И 100%,
где Им и Иг -- содержание фракции ила при микроагрегатном и грануло-
метрическом составах.
<15 -- высокая микрооструктуренность
15-25 -- хорошая
25-40 -- удовлетворительная
40-60 -- неудовлетворительная
>60 -- весьма низкая
Степень агрегированности по Бэйверу (Аг, %):
мг
г
м
-
=ПП
А П 100%,
где Пм и Пг -- содержания фракции >0.05 мм при микроагрегатном и гра-
нулометрическом анализах.
>90 -- очень высокая микроагрегированность
80-90 -- высокая
65-80 -- хорошая
50-65 -- удовлетворительная
35-50 -- слабая
20-35 -- весьма слабая
<20 -- низкая
Приведенными показателями микроагрегированности можно пользо-
ваться как при сравнении почвенных образцов, так и при характеристике
микроагрегатной устойчивости конкретной почвы.
IV.2. Макроагрегатный состав почв
В отличие от микроструктуры, макроструктуру, и ли собственно
структуру почвы можно анализировать визуально, так как к ней относят-
ся почвенные агрегаты (или педы) размерами более 0.25 мм. В России и в
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
96
ряде европейских стран принято следующее определение структуры поч-
вы: «Это форма и размер структурных отдельностей (макроагрегатов), на
которые распадается почва» («Толковый словарь по почвоведению»,
1975 г.). В словаре Американского общества почвоведов дается следую-
щая характеристика структуры почвы: «Структура почвы характеризует-
ся формой и степенью оформленности структурных отдельностей, или
педов». Что касается разделения структурных отдельностей по форме --
российская (по С.А. Захарову) и другие классификации весьма схожи.
Выделяют в основном 6 типов структур:
-- массивная (бесструктурная во влажном состоянии),
-- зернистая,
-- столбчатая,
-- блочная,
-- пластинчатая,
-- призматическая.
По степени оформленности структурные отдельности (педы) разде-
ляют на (1) бесструктурные, (2) слабо-, плохооформленные, (3) средне-,
хорошооформленные и (4) прочные структурные отдельности. Это под-
разделение отражает не только собственно форму педов, но и условия, в
которых они существуют: чем более прочные и крупные педы встреча-
ются в почве, тем в большей мере этой почве свойственны трещины,
крупные макропоры. Такая взаимосвязь размеров и формы педов с нали-
чием в почве крупных проводящих путей также может быть использова-
на при характеристике почв и введена в соответствующие уравнения
почвенных процессов в виде числовых ранговых показателей. Это очень
важно для количественного описания процессов, в которых структура
играет весьма значительную роль -- при движении воды в почве, при ме-
ханических деформациях почв и во многих других процессах. Когда не-
обходимо внести фактор структуры в количественное описание изучае-
мого процесса, то поступают именно так: вводят морфологическую ха-
рактеристику в виде числового индекса (рангового показателя), -- в моде-
ли переноса влаги, деформации почв.
Структура почвы -- это форма и размер структурных отдельностей в
виде макроагрегатов (педов), на которые распадается почва. Структура
почвы характеризуются формой и степенью оформленности структурных
отдельностей.
Однако указанные определения касаются, прежде всего, морфологии
почвенных педов, они не количественные. Для того чтобы использовать
количественные характеристики, необходимо применять уже специальные
методы и устройства для количественной оценки почвенной структуры.
Глава IV. Агрегатный состав почв
97
IV.2.1. Ситовой анализ (метод сухого просеивания)
В физике почв структуру почвы оценивают количественно на осно-
вании распределения содержания агрегатов (воздушно-сухих и в воде) по
их размерам. Аналогично тому, как это делается в гранулометрическом и
микроагрегатном анализах, структура выражается в содержании фракций
агрегатов определенного размера (диаметра). Для разделения этих фрак-
ций проводят ситовой анализ. Существует два основных способа ситово-
го анализа почвы: в сухом состоянии (сухое просеивание) и в стоячей
воде (мокрое просеивание). Оба эти анализа предложены известным поч-
воведом-физиком Н.И. Саввиновым. Первым количественным показате-
лем структуры является содержание воздушно-сухих агрегатов различно-
го размера. Получается этот показатель благодаря рассеву воздушно-
сухого почвенного образца в лаборатории на ситах с различным диамет-
ром отверстий. Как правило, используют сита с диаметрами отверстий
10, 7, 5, 3, 2, 1, 0.5 и 0.25 мм, соединяя их в последовательный набор -- от
большего диаметра к меньшему. На верхнее сито с диаметром 10 мм вы-
сыпается предварительно взвешенный средний образец почвы, сита
встряхивают, и агрегаты располагаются в ситах соответственно их разме-
рам: на верхнем -- >10 мм (фракция > 10 мм), на следующем с диамет-
ром 7 мм -- фракция 7--10 мм, с диаметром 5 мм -- фракция 5--7 мм и т.д., а
в остатке будут микроагрегаты и элементарные почвенные частицы диа-
метром < 0.25 мм -- пылеватая часть почвы. Содержание каждой фракции
легко можно рассчитать как соотношение этой фракции к взятой навеске.
Естественно, что самые крупные агрегаты -- глыбы, и самые мелкие --
пылеватая часть почвы, указывают на неблагоприятное агрофизическое
состояние почвенной структуры. А агрегаты размерами 10--0.25 мм -- са-
мые важные, они придают почвенной структуре ее уникальный вид в ви-
де почвенных комочков и определяют почвенное плодородие. Поэтому
их и называют агрономически ценными. Содержание агрономически
ценных агрегатов -- важнейший показатель ее состояния: чем выше их
содержание, тем лучше почва. Недаром говорят: «Культурная почва --
структурная почва». Итак, содержание агрономически ценных агрегатов
-- один из важнейших показателей структурного состояния почвы.
IV.2.2. Оценка структуры почвы
Сначала о некоторых критериях оптимальности структурного со-
стояния почвы по данным «сухого» просеивания. Обычно считается, что
агрономически ценными фракциями являются все фракции, входящие в
диапазон от 10 до 0.25 мм. Агрегаты крупнее 10 мм -- это глыбы, а глыби-
стая структура, как известно, далеко не лучшее состояние почвы, точно
так же, как доминирование частиц <0.25 мм -- пылеватой части почвен-
ных агрегатов. Поэтому и пользуются обычно следующими качествен-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
98
ными оценками структуры на основании количества агрегатов именно
этого, агрономически ценного диапазона, 10--0.25 мм:
>60% -- отличное агрегатное состояние
60--40 -- хорошее
<40% -- неудовлетворительное
Либо используют так называемый коэффициент структурности (Кстр):
стр
10 - 0.25
10мм, 0.25
()
()
мм
К
мм
(IV.1)
Как видно из приведенного выражения Кстр, этот коэффициент также
основан на количестве агрономически ценных агрегатов. Соответственно,
и диапазоны Кстр, используемые для качественной оценки структуры,
составляют:
>1.5 -- отличное агрегатное состояние
1.5--0.67 -- хорошее
<0.67 -- неудовлетворительное.
Оценку структуры почвы в отношении ее водоустойчивости проводят
по количеству агрегатов определенного размера, получающихся после
«мокрого» просеивания. В данном случае -- по количеству агрегатов
>0.25 мм. Чем больше крупных агрегатов (крупнее 0.25 мм), полученных
в результате просеивания почвы в воде, тем лучше водоустойчивость
структуры. Приводим классификационные диапазоны для качественной
характеристики водоустойчивости структуры по сумме агрегатов разме-
рами >0.25 мм:
<30% -- неудовлетворительная
30--40 -- удовлетворительная
40--75 -- хорошая
>75% -- избыточно высокая.
Нередко требуется использовать данные ситового анализа в виде од-
ного единственного показателя, а не в виде распределения агрегатов по
фракциям. Так как распределение агрегатов по фракциям -- это распреде-
ление, которое трудно описать единой математической зависимостью,
используют следующие показатели в виде средневзвешенного диаметра
агрегатов (СВД) и среднегеометрического диаметра (СГД):
1
n
ii
i
СВД xM
(IV.2)
1
1
log
exp
n
ii
in
i
i
Mx
СГД
M
(IV.3)
Глава IV. Агрегатный состав почв
99
В указанных выражениях везде Mi -- весовой % фракции агрегатов со
средним диаметром i
x , n -- количество фракций. Нетрудно заметить, что
выражение, стоящее в знаменателе под знаком экспоненты в СГД,
1
n
i
iM
-- это общий вес образца. Чем выше СВД и СГД, тем в большей
мере в структуре выражены крупные фракции, чем ниже -- тем в большей
мере пылевата структура. Отметим также, что СГД и СВД очень хорошо
скоррелированы -- коэффициент корреляции близок к 0.9.
IV.3. Методы оценки водоустойчивости агрегатов
Другим показателем структуры является ее устойчивость к внешним
воздействиям, среди которых наиболее существенным является воздейст-
вие воды. Это чрезвычайно важно, так как почва должна сохранять свою
уникальную комковатую зернистую структуру после обильных осадков и
последующего легкого подсушивания, когда образуется не плотная не-
проницаемая для газов и воды корка, а вновь хорошо различимые поч-
венные комочки, агрегаты. Это качество структуры называют водоустой-
чивостью или водопрочностью. Как может вода воздействовать на струк-
турные отдельности, за счет чего их разрушать? Прежде всего, почвен-
ные частицы смачиваются водой, вокруг них образуются пленки воды,
которые их «раздвигают», или, как иногда говорят, «расклинивают» -- это
расклинивающее давление водных пленок. Кроме того, при увлажнении
агрегата в него быстро входит вода, закупоривает в порах воздух, «за-
щемляет» его. Так как вода всасывается почвой с огромной силой, с
очень большим «всасывающим» давлением, то и в «защемленном » воз-
духе это давление весьма высоко. Он просто разрывает, или взрывает,
почвенный агрегат. Такое взрывное воздействие защемленного воздуха
наиболее часто встречается в природе при увлажнении сухой почвы.
Противостоять этому воздействию могут лишь агрегаты, обладающие
соответствующими связями между слагающими агрегат частицами, -- т.е.
быть водоустойчивыми.
Характеризуют это качество структуры также с помощью рассева на
ситах, но не на воздухе, а в стоячей воде. Для этого предварительно (ка-
пиллярно) увлажненный почвенный образец переносят на верхнее сито
(в данном случае -- это сито с диаметром отверстий 5 мм, сита 10 и 7 мм
не используются: такого размера водоустойчивых агрегатов в естествен-
ных почвах практически не наблюдается). После легкого покачивания
набора сит в воде с каждого из них смывают водоустойчивые агрегаты и
определяют их содержание. Как и в случае с ситовым анализом воздуш-
но-сухих агрегатов -- «сухого» просеивания, -- получают распределение
содержания водоустойчивых агрегатов по их размерам (диаметрам). Та-
кое представление результатов анализа нам уже знакомо: и в грануломет-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
100
рическом анализе, и в микроагрегатном мы получали распределение час-
тиц по размерам, содержание фракций. Это традиционное представление
данных для анализа дисперсности твердой фазы почвы.
IV.3.1. Ситовой анализ в стоячей воде (мокрое просеивание)
Процедура ситового анализа в стоячей воде, мокрое просеивание, яв-
ляется обязательным дополнением при агрегатном анализе почв, так как
позволяет охарактеризовать водоустойчивость (водопрочность) агрегатов.
Для определения водопрочности составляют среднюю пробу в 50 г
из всех фракций агрегатов, полученных при сухом просеивании, пропор-
ционально их процентному содержанию: берут каждую фракцию в коли-
честве, равном в граммах половине процентного содержания ее в данной
почве. Например, если в почве содержание фракции 5--3 мм составляет
22%, то для средней пробы ее берут в количестве 11 г; при содержании
фракции 3--2 мм 15% -- соответственно 7.5 г и т.д.
В среднюю пробу не включают фракцию <0.25 мм, в таком случае
навеска получится меньше 50 г, но при расчете содержание водопрочных
фракций в процентах учитывают на массу 50 г.
Среднюю пробу осторожно высыпают в литровый цилиндр, напол-
ненный на ⅔ объема водой. Цилиндры употребляются такие же, как и для
гранулометрического анализа (высота около 45 см, диаметр 7 см). Удоб-
но работать с цилиндром без носика и с притертым верхним краем.
Погруженную в цилиндр с водой почвенную пробу оставляют в по-
кое на 10 мин. Это необходимо для того, чтобы из почвы вышел весь воз-
дух, находящийся в агрегатах и между ними. Для ускорения вытеснения
воздуха через 1--2 мин после переноса почвы в цилиндр его закрывают
ладонью или пробкой, осторожно наклоняют до горизонтального поло-
жения и опять ставят вертикально. Эту процедуру повторяют дважды.
Через 10 мин цилиндр доливают водой до самого верха, опять закры-
вают и переворачивают вверх дном, удерживая в таком положении не-
сколько секунд, пока основная масса агрегатов не упадет вниз, затем ци-
линдр возвращают в первоначальное положение и выжидают, пока почва
не достигнет дна. После десяти оборотов закрытый цилиндр опрокиды-
вают над набором сит, стоящих в воде в широкой цилиндрической ванне.
Для мокрого просеивания используют сита диаметром 20 см и высо-
той борта 3 см. Набор составляют из сит с диаметром отверстий 5; 3; 2; 1;
0.5; 0.25 мм, скрепленных металлическими пластинками или проволоч-
ными дужками. Слой воды в ванне должен быть на 5--6 см выше борта
верхнего сита.
Опрокинутый в воду цилиндр быстро открывают и плавными движе-
ниями цилиндра, не касаясь его краем дна сита и не отрывая его от воды,
распределяют почву по поверхности сита. Через 50--60 с, когда все от-
дельности крупнее 0.25 мм упадут на сито, цилиндр в воде закрывают и
Глава IV. Агрегатный состав почв
101
вынимают. Оставшуюся в цилиндре часть фракции <0.25 мм не сохраня-
ют, так как в дальнейшем она рассчитывается по разности. Перенесенную
на сита почву просеивают; сита за ручки медленно поднимают на 5--6 см,
не обнажая комков почвы на верхнем сите, и быстро опускают вниз на 3--
4 см, выжидают 2--3 с, пока комочки почвы, поднявшиеся по инерции во
время опускания, не упадут на дно сита. Затем опять медленно поднима-
ют на 3--4 см и быстро опускают на ту же глубину. Так повторяют 10 раз,
затем снимают сита с отверстиями диаметром больше 1 мм, не вынимая
всего набора из воды, а остальные встряхивают еще 5 раз и вынимают из
воды.
Оставшиеся на сите агрегаты смывают струей воды из промывалки
(или слабой струей из шланга, соединенного с водопроводным краном)
сначала в большую фарфоровую чашку, из нее после удаления
воды декантацией в чашку среднего размера (диаметром 15 см), и,
наконец, во взвешенную малую фарфоровую чашку или алюминиевый
сушильный стаканчик. После отстаивания воду из чашки или стакана
сливают, оставшуюся часть воды выпаривают на песчаной бане или
электроплитке.
Содержание фракций рассчитывают на воздушно-сухую или абсо-
лютно сухую навеску. Последнее предпочтительнее. В первом случае
чашки или стаканчики с фракциями после подсушивания на бане или
плитке оставляют открытыми на воздухе и периодически взвешивают до
получения постоянной массы. Если расчет ведут на абсолютно-сухую
почву, то фракции в стаканчиках с крышками высушивают в сушильном
шкафу в течение 6 ч и затем еще 2 ч для контроля. При этом необходимо
знать влажность почвы, взятой для анализа, для чего одновременно с взя-
тием навески для просеивания берут средние пробы этой почвы для оп-
ределения гигроскопической влажности.
Так как для определения водопрочности берут среднюю пробу в 50 г
(половину процентного содержания фракций, полученных при сухом
просеивании), то при расчете массу каждой фракции в граммах умножа-
ют на 2 и получают процентное содержание соответствующих водопроч-
ных агрегатов в почве. Фракцию меньше 0.25 мм рассчитывают по разно-
сти (100%---∑ всех фракций >0.25 мм в %).
Наличие в почве механических элементов крупнее 0.25 мм (крупный
песок, гравий и т. п.) искажает результаты агрегатного анализа. В таком
случае поступают следующим образом: после взвешивания фракцию по-
мещают в фарфоровую чашку, заливают водой и растирают резиновой
пробкой. Разрушив агрегаты, отмывают мелкозем, а оставшиеся механи-
ческие элементы высушивают в этой же чашке или переносят их в су-
шильный стаканчик, высушивают до абсолютно сухого состояния и
взвешивают.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
102
Вычитая из массы фракции массу механических элементов этого
размера, получают массу агрегатов. Затем следует вычесть из навески,
взятой для анализа (50 г), сумму механических элементов, оставшихся на
ситах с отверстиями диаметром более 0.25 мм.
Содержание фракций в процентах рассчитать по формуле
100
a
Xp
,
(IV.4)
где X -- содержание агрегатов какого-то размера, %; а -- масса агрегатов
(без механического элемента), г; р -- навеска (без механических элемен-
тов), взятая для анализа.
Для каждого исследуемого образца определения следует проводить с
тройным, а в некоторых случаях и с большим контролем.
Данные, полученные при фракционировании почвы в воздушно-
сухом состоянии и в воде, оформляют в виде таблицы и графика. При
построении графика по оси абсцисс откладывают размер фракций, начи-
ная с более крупной, по оси ординат -- содержание фракций в процентах.
Использование результатов.
Ниже приводится ряд оценочных градаций почв по агрегатному со-
ставу (сухое и мокрое просеивание по Саввинову). Отметим, что приве-
дённые градации были получены при анализе массивов данных по пахот-
ным горизонтам средне- и тяжелосуглинистых черноземов на основе их
продуктивной функции. По всей видимости, эти градации могут заметно
изменяться для других почв по генезису, минералогии, гранулометрии и
пр. Поэтому убедительно просим относиться к приводимым критериям
как к ориентировочно-оценочным.
По содержанию агрономически ценных агрегатов 0.25-10.0 мм при сухом
просеивании [%]:
>60 -- хорошая
60-40 -- удовлетворительная
<40 -- неудовлетворительная
По суммарному количеству агрегатов >0.25 мм при мокром просеивании
[% ] (классификация, предложенная И.В. Кузнецовой)
<10 -- водоустойчивость отсутствует
10-20 -- неудовлетворительная
20-30 -- недостаточно удовлетворительная
30-40 -- удовлетворительная
40-60 -- хорошая
60-75 -- отличная
>75 -- избыточно высокая
Глава IV. Агрегатный состав почв
103
По коэффициенту структурности, Кстр (отношение содержания агро-
номически ценных агрегатов [0.25-10 мм] к суммарному содержанию
агрегатов [>10 и <0.25 мм]
>1.5 -- хорошая структурность
1.5-0.67 -- удовлетворительная
<0.67 -- неудовлетворительная
Агрономически ценная структура по Долгову и Бахтину (отношение дан-
ных сухого и мокрого просеивания, по сумме агрег атов от 0.25 до 10 мм)
>80/>70-- отличная
60-80/55-70 -- хорошая
40-60/0-55 -- удовлетворительная
20-40/0-40 -- неудовлетворительная
<20/<20 -- плохая
Критерий водопрочности агрегатов (критерий АФИ): отношение сум-
мы агрегатов (1-0,25 мм) при мокром и сухом просеиваниях (%)
>800 -- отличная
500-800 -- очень хорошая
100-500 -- хорошая
50-100 -- удовлетворительная
<50 -- неудовлетворительная
IV.3.2. Определение стабильности и продолжительности действия
кротовых дрен в минеральных почвах по водопрочности агрегатов
(метод Ф.Р. Зайдельмана)
Кротовым дренажем называют гидротехническое сооружение, обра-
зованное длительно действующими земляными (кротовыми) дренами
небольшого диаметра (обычно 5--10 см в минеральных и 10--20 см в тор-
фяных почвах) и служащее дли удаления избыточной гравитационной
влаги за пределы осушаемой территории. Кротовые дрены имеют необ-
ходимый для этой цели уклон, их закладывают на глубине 0.6--0.8 м.
Кротовый дренаж устраивают в таких суглинистых и глинистых почвах,
где земляные дрены способны устойчиво сохранять стабильность в тече-
ние 3--4 лет и более.
Кротование -- агромелиоративный прием, направленный на перерас-
пределение избыточной влаги из поверхностных во внутрипочвенные
слои профиля почв и их аэрацию. Кротование выполняют в суглинистых
и глинистых почвах и в тех случаях, когда кротовины не обладают дли-
тельной устойчивостью. Земляную полость в этом случае устраивают
ежегодно или один раз в 2--3 года (в зависимости от устойчивости), часто
одновременно с пахотой, причем кротовина, как правило, копирует уклон
поверхности земли.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
104
Кротовины (земляные полости) обычно закладывают на глубину 0.4--
0.6 м. Они способствуют аэрации почвенного профиля, усилению трещи-
новатости почв, повышению приточности воды к дренам. Важное значе-
ние в этом случае имеет миграция влаги по вертикальной щели, остаю-
щейся в почве при проходе стойки кротователя. Кротование эффективно
и в таких почвах, где земляные дрены неустойчивы. Оно повышает их
водопроницаемость, увеличивает объем дренажного стока (на глинистых
почвах в первый год эксплуатации в 1.5 -- 2.0 раза) и урожайность сель-
скохозяйственных культур на 5--15%.
Существует несколько методов определения устойчивости кротовых
дрен в минеральных почвах.
При проведении почвенно-мелиоративных изысканий на объектах
осушения рекомендуется метод Ф.Р. Зайдельмана (1959, 1981, 1988), по-
скольку он позволяет не только оценить в общем виде устойчивы или
неустойчивы кротовые дрены, но и прогнозировать срок их стабильного
существования в исследуемых почвах.
Метод определения (последовательность аналитических работ)
Быстрый (экспресс) метод полевого и лабораторного определения ус-
тойчивости кротовых дрен основан на том, что интенсивность размока-
ния в воде почвенных агрегатов является интегрирующим показателем
срока службы кротовых дрен.
Для определения устойчивости и срока действия земляной дрены об-
разец почвы массой 300−400 г высушивают до воздушно-сухого состоя-
ния (недопустима сушка в термостатах, печах, на солнце -- при темпера-
туре более 40−45 С°) и пропускают через сито с диаметром отверстий 5
мм на сито 3 мм. Навеску агрегатов размером 3--5 мм и массой 20 г по-
мещают в цилиндрическую металлическую коробку высотой 20 мм, дно
и съемная крышка которой затянуты сеткой (рис. IV.3). Диаметр ячеек
плетеной сетки равен 0.5 мм. К образцу коробки присоединяют съемную
рукоятку. Далее сетчатую коробку с образцом помещают в сосуд с водой
(высота столба воды в сосуде 140 мм) и оставляют в покое в течение 10
мин для промачивания агрегатов.
После этого образец в коробке подвергают 50-тикратной проводке в
сосуде (одна проводка -- опускание и подъем навески). Продолжительность
каждой проводки 1.5--2.0 сек в течение 1.5--2.0 мин. Затем коробку извле-
кают из воды и отделяют от держателя. Остаток образца после водного
просеивания переносят на фильтр, высушивают и взвешивают. По сохра-
нившемуся остатку судят об устойчивости кротовых дрен (табл. IV.1).
Прибор для определения устойчивости кротовых дрен может быть
снабжен одной или двумя (для массовых анализов) коробками для раз-
мещения образца. В последнем случае на приборе одновременно анали-
зируют два образца (рис. IV.4).
Глава IV. Агрегатный состав почв
105
Рис. IV.3. Прибор для определения устойчивости кротовых дрен в почвах по ин-
тенсивности размокания воздушно-сухих агрегатов (в разобранном виде): 1 --
сетчатая коробка; 2 -- сетчатая крышка коробки; 3 -- зажим рукоятки; 4 -- рукоят-
ка; 5 -- сосуд для просеивания в воде
Таблица IV .1
Определение устойчивости и срока службы кротовых дрен по массе воздуш-
но-сухих агрегатов после просеивания в воде*
Характеристика
работы кротовых
дрен
Дрены
хорошо
действуют
в течение
3--4
лет и более
Дрены дей-
ствуют в
течении 2-3
лет, в от-
дельных
случаях не
более 1--2
лет
Дрены не-
достаточно
устойчивы.
Срок дейст-
вия 3--4
месяца -- 1
год
Дрены совер-
шенно неустой-
чивы и заплы-
вают спустя 2--3
месяца после
устройства
Масса остатка
после просеива-
ния, г
10--20
4--10
1--4
До1
Морфологическая
характеристика
остатка агрегатов
Хорошо
сохранив-
шиеся
крупные
агрегаты
Крупные и
мелкие аг-
регаты
Мелкие
(1мм) агре-
гаты
Мелкие агрега-
ты, ортштейны,
камни, зерна
кварца
* При определении массы остатка после просеивания в воде учитывают только массу
суглинистых или глинистых агрегатов. В расчет не принимают массу ортштейнов, камней,
кварцевых зерен и т.п.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
106
Рис. IV.4. Прибор для определения устойчивости кротовых дрен в минеральных
почвах по интенсивности размокания воздушно-сухих агрегатов, обеспечивающий
одновременное исследование двух образцов (условные обозначения см. рис. IV.3.)
Целесообразность применения кротового дренажа и кротования
в почвах различного генезиса
Кротовый дренаж (и кротование) применяют только в связных сугли-
нистых и глинистых почвах. Стабильность земляных дрен обусловлена
степенью агрегированности почв. Поскольку это состояние определяют
условия формирования почв, обычно удается проследить тесную связь
между их генезисом и целесообразностью применения кротового дрена-
жа и кротования. Так, низкая водопрочность агрегатов в заболоченн ых
подзолистых, дерново-подзолистых и в различных оподзоленных почвах
обусловливает причины почти полной неустойчивости в этих почвах
Глава IV. Агрегатный состав почв
107
кротовых дрен. Напротив, в хорошо агрегированных почвах (например, в
пойменных дерновых зернистых, некоторых луговых, иногда в дерново-
карбонатных и др.) кротовые дрены могут длительно сохранять стабиль-
ность. Поэтому в пределах зоны избыточного увлажнения исследование
устойчивости кротовых дрен в пойменных почвах особен но перспектив-
но. При выполнении почвенно-мелиоративных изысканий целесообразно
предусматривать составление картограмм устойчивости кротовых дрен.
С этой целью необходим массовый отбор образцов для определения ус-
тойчивости кротовых дрен из расчетов 1 точка на 1--2 га. Отбор образцов
проводят по сетке с учетом генетических границ почв. В каждой точке
предусматривают отбор двух образцов -- с глубины 35--45 и 65--75 см.
Фактические данные выносят на картограмму. Участки почв с одинако-
вой устойчивостью кротовых дрен показывают на картограмме отдель-
ными контурами. Напротив, в подзолистых и дерново-подзолистых поч-
вах кротовые дрены заведомо неустойчивы (рис. IV.5). Поэтому анализи-
ровать такие минеральные почвы на устойчивость кротовых дрен нецеле-
сообразно. Для решения этого вопроса достаточным является морфогене-
тический анализ почвенного профиля в полевых условиях. В целом же
аналитическое определение устойчивости кротовин в минеральных поч-
вах необходимо, поскольку в проекте должны быть предусмотрены сроки
повторного кротования почв.
Рисунок IV.5. Устойчивость кротовых дрен в тяжёлых почвах, заболоченных
намывными русловыми (пойменные почвы) и намывными склоновыми водами
(подзолистые почвы)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
108
Применение кротования целесообразно при близком залегании к по-
верхности плотных, плохо водопроницаемых горизонтов, например в
почвах с элювиально-иллювиальной дифференциацией профиля -- болот-
но-подзолистых, подзолистых, дерново-подзолистых, а также в тяжелых
оподзоленных дерново-глеевых, дерново-карбонатных и иных почвах с
плотными подпахотными горизонтами. В таких почвах кротование в пер-
вый год оказывает весьма благоприятное влияние на дренажный сток,
урожайность сельскохозяйственных культур, физические свойства почвы --
ее фильтрацию, пористость, аэрацию. Однако в тяжелых агрегированных
почвах -- пойменных, луговых и других -- с хорошо водопроницаемыми
подпахотными горизонтами (Кф>0.3 м/сут) кротование нередко не оказы-
вает благоприятного влияния на сток, урожайность и свойства почвы. В
этих условиях применение кротования оказывается нецелесообразным.
Устойчивость кротовых дрен в органогенных почвах зависит от сте-
пени разложения торфа. При разложении менее 30% кротовые дрены
вполне устойчивы, более 50% -- неустойчивы; при степени разложения
30--50% -- малоустойчивы и устойчивы.
IV.3.3. Определение водопрочности почвенных агрегатов в стоячей
воде (метод Андрианова) (по Вадюниной, Корчагиной, 1986)
Метод основан на учете количества расплывшихся почвенных агре-
гатов в стоячей воде в определенные интервалы времени. Предложен
П.И. Андриановым, но в настоящее время используется с модификации
Н.А. Качинского.
Ход работы.
Образец почвы в воздушно-сухом состоянии просеивают на ситах для
разделения на фракции по крупности (как было описано выше). Для оп-
ределения водопрочности берут агрегаты одного, обычно среднего, раз-
мера (3--5 мм).
В кристаллизатор помещают сито (диаметром 20 см) с отверстиями
диаметром 2 или 3 мм. Сито закрывают кружком фильтровальной бума-
ги, разграфленной на клетки (1 см2). По линии клеток иглой делают от-
верстия. Чтобы избежать поднятия бумаги во время смачивания водой, на
нее накладывают прижимное кольцо из листа нержавеющего металла
толщиной 1.5--2 мм. Диаметр кольца равен внутреннему диаметру сита,
ширина обода 5--6 мм. К центру кольца сходятся четыре радиальные пла-
ночки, делящие площадь кольца на четыре сектора.
Для испытания на водопрочность берут 50 или 100 агрегатов, кото-
рые раскладывают правильными рядами, по одному в квадратик. В кри-
сталлизатор наливают воду сначала в небольшом количестве, чтобы
лишь смочить бумагу. Агрегаты насыщают капиллярно в течение 3 мин.
Затем осторожно доливают воду, чтобы уровень ее был приблизительно
Глава IV. Агрегатный состав почв
109
на 0.5 см выше агрегатов. Используют воду комнатной температуры. Для
удобства подсчетов расплывшихся агрегатов в рабочей тетради делают
такую же сетку, как и на фильтровальной бумаге, и в клетках отмечают
время расплывания агрегата соответствующего номера. Можно также на
кристаллизатор наложить стекло с нанесенной сеткой и восковым каран-
дашом отмечать распавшиеся агрегаты. Каждую минуту подсчитывают
число агрегатов, совершенно распавшихся.
Общий срок наблюдений 10 мин. При последнем отсчете, то есть в
десятую минуту наблюдения, учитывают количество совершенно рас-
павшихся и полураспавшихся агрегатов.
За число агрегатов, совершенно распавшихся в последнюю минуту
наблюдения, принимают сумму совершенно распавшихся и половину
количества агрегатов, затронутых процессом распада. Так как распад аг-
регатов в воде происходит в различное время, и это характеризует сте-
пень их водопрочности, то в расчет вводится поправочный коэффициент,
который означает водопрочность агрегатов в процентах для каждой ми-
нуты отсчета; поправочный коэффициент для каждой минуты равен:
Для 1-й минуты
-- 5 Для 6-й минуты
--55
«2-й «
--15 «7-й«
--65
«3-й «
--25 «8-й«
--75
«4-й «
--35 «9-й«
--85
«5-й «
--45 «10-й«
--95
«11-й«
-- 100
Коэффициент водопрочности агрегатов, не распавшихся за 10 мин,
равен 100%.
Водопрочность структуры оценивают по показателю водопрочности
(К), выраженному в процентах. 100% соответствуют наилучшей водо-
прочности. Водопрочность менее стойких агрегатов находится в интер-
вале от 5 до 100%.
Показатель водопрочности рассчитывают по формуле
12
()
() ()
n
ak bk
nk
K
A
,
(IV.6)
где а, b, п -- количество агрегатов, распавшихся в минуту; k1, k2 .
.
.,kn --
поправочный коэффициент; А -- общее количество агрегатов, взятых для
анализа.
IV.3.4. Методы оценки устойчивости агрегатов с использованием
нескольких жидкостей (метод Хенина)
Во Франции и некоторых других странах нередко используют так на-
зываемый «тест по структурной стабильности», предложенный С. Хени-
ным (цит. по Лозе, Матье, 1998). Он основан на измерении количества
макро- и микроагрегатов в виде фракций глины, пыли, крупного песка и
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
110
макроагрегатов (>2 мм), которые можно определить традиционными ме-
тодами (например, пипет-методом) после трех видов обработки:
1. Навеску почву помещают в воду. За счет разрушающего действия
воды и защемленного воздуха агрегаты распадаются на микроагрегаты и
ЭПЧ. Определяют и х содержание.
2. Навеску почвы предварительно обрабатывают в спирте. В этом
случае в агрегатах уменьшается количество адсорбированного и защем-
ленного внутри агрегатов воздуха. После такой обработки агрегаты обла-
дают как бы «собственной» стабильностью, более высокой, чем после
первой обработки. Это обусловлено тем, что не происходит разрыва,
«взрыва» агрегатов в воде за счет защемленного в агрегатах воздуха.
3. Навеску предварительно обрабатывают в бензине. Эта обработка
предохраняет от разрушения гидрофобные органические вещества, кото-
рые и служат основным устойчивым структурообразователем. После этой
обработки определяют содержания глины, пыли, крупного песка и мак-
роагрегатов.
На основании всех трех видов обработки и определения указанных
фракций рассчитывают «индекс нестабильности» (Is), как среднее между
тремя обработками:
%2(
2
2
0
)
%(
20
.9
(0
.
22)
s
глина мкм пыль
мкм
I
агрегаты мм
крупный песок
мм
(IV.7)
Индекс нестабильности колеблется в широких пределах. Например,
для почв высокогумусных, насыщенных кальцием, он составляет около
0.1, а для солонцовых горизонтов, структурно нестабильных -- увеличи-
вается до 100. Этот индекс особенно удобен для изучения динамики
структурного состояния почвы, влияния того или иного фактора (приме-
нение удобрений, различных способов мелиорации и пр.). Кроме того,
если рассматривать составляющие индекса -- последовательные обработ-
ки, -- то можно получить информацию и о том, какой структурообразую-
щий фактор определяет устойчивость структуры.
IV.4. Современные гипотезы структурообразования
В данном разделе будут рассмотрены некоторые современные гипо-
тезы образования агрегатной структуры почвы, формирования свойства
ее водоустойчивости. Отметим, что агрегатообразование, устойчивость
агрегатов -- это хоть и узловое, центральное понятие в физике почв и в
почвоведении, однако теория этого вопроса не является достаточно раз-
работанной. Поэтому в данном разделе будут рассмотрены современные
гипотезы агрегатообразования, формирования устойчивости агрегатов,
которые имеют теоретическое и экспериментальное подтверждения, од-
нако нуждаются в дальнейшем развитии и обобщении. Безусловно, важ-
нейшее значение в формировании физических свойств имеет почвенное
Глава IV. Агрегатный состав почв
111
органическое вещество. Именно поэтому данный раздел начинается с
рассмотрения роли органических веществ в формировании физических
свойств почв, ее структуры.
IV.4.1. Почвенное органическое вещество и его влияние на физиче-
ские свойства почв
Теория
Формирование почв из осадочных пород сопровождается наследованием
почвой органического вещества осадочных пород и образованием гумусного
профиля почв. С севера на юг намечается следующая глобальная закономер-
ность в накоплении органического вещества и гумуса. В северных почвах
основная масса органического вещества накапливается в подстилке и торфе.
К югу, до черноземов типичных включительно, запасы органического веще-
ства в органогенных горизонтах уменьшается, и увеличивается гумусиро-
ванность почв, запасы гумуса в почве. Еще южнее уменьшаются и запасы
органического вещества в органогенных горизонтах, и запасы гумуса в про-
филе почвы (Александрова, 1980; Безуглова, 2001; Ганжара, 1997; Заварзина
и др., 1999, Золотарева и др. 1992; Крыщенко и др., 1997, Орлов, 1990, 1992,
1993, 1996, 1999; Пономарева и др., 1980).
Таким образом, различают две формы органического вещества в поч-
вах. На поверхности почвы формируется слой подстилки, состоящей из
опавших листьев и хвои (в лесных экосистемах) и травяного войлока, или
калдана, в травяных экосистемах. В почве образуется собственно почвен-
ный гумус. Лесная подстилка представляет собой компактное образова-
ние в виде почти сплошного слоя на поверхности лесных почв. Само на-
звание, войлок, показывает, что этот органогенный слой состоит из пере-
плетенных остатков травянистых растений, в основном тонких и длин-
ных листьев и соломин злаков, образующий достаточно рыхлый слой.
Войлок часто зависает на дернине трав, образуя «висячий» органогенный
горизонт. Этот горизонт служит препятствием для поступления семян в
почву, в том числе семян древесных растений. Именно поэтому сухо-
дольные луга очень медленно зарастают лесом, в основном по местам,
где органогенные горизонты нарушены, дерн содран или перекрыт вы-
бросами крота.
Подстилка
Лесная подстилка образует плотный горизонт на поверхности почвы,
состоящий из 1--3 слоев. Первый слой (обозначается как О1, или Ао, или
L) -- опад этого или прошлого года, состоит их потерявших свой цвет и
побуревших хвои или листьев деревьев. Но листья и хвоя сохраняют
свою форму и по ним можно определить даже их видовую принадлеж-
ность. Ниже идет слой детрита, или трухи (обозначается как О2, или Ао,
или F). Он сложен обломками листьев и хвои, в нем много гифов грибов,
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
112
много остатков листьев, на которых сохранились лишь прожилки. Подго-
ризонт называют ферментативным, именно в нем идет интенсивное пре-
образование детрита в перегной. Нижний подгоризонт подстилки состоит
из перегноя, органического вещества, полностью потерявшего исходную
форму. Подгоризонт обозначают О3, или Ао, или Н, и называют слоем
гумификации). Ниже подстилки идут или органогенные горизонты (Ад и
Акк), или гумусовые А1 и А1А2, или же элювиальные (А2, теперь обо-
значается как Е). П.Е. Мюллер первым классифицировал почвенный гу-
мус выделив муль (синонимы мулль, мюлль) и рогумус. К рогумусу он
отнес подстилку, к мулю -- собственно почвенный гумус. Однако, в про-
цессе использования номенклатура Мюллера претерпела изменения. Те-
перь термины муль, модер (заменил термин рогумус) и добавленный к
ним мор используют для классификации лесной подстилки. К типу муль
относят те подстилки, у которых есть четко выраженный подгоризонт О1
и фрагменты подгоризонта О2. Если у подстилки четко выражены подго-
ризонты О1 и О2, и фрагментарно подгоризонт О3, то ее относят к типу
модер. У подстилки типа мор выражены все три подгоризонта. В русской
номенклатуре вместо модер часто употребляют термин грубогумусная
подстилка. Кроме того выделяют оторфованные подстилки, у которых
очень мощные подгоризонты О1 и О2 при наличии О3. Эти горизонты
подразделяют на сухоторфянистые (в сухих условиях) и просто оторфо-
ванные. Иногда выделяют промежуточн ые подстилки (муль-модер, мо-
дер-мор). Используют также при классификации подстилки название
древесной породы, листья или хвоя которой формирует подстилку (ело-
вая, сосновая и пр.), но это -- очевидная классификация, которая следует
из названия типа леса и фактически не содержит никакой информации.
Место подстилки в экосистеме
Обычно подстилку относят к почвенным горизонтам и включают в
описание почвенного разреза. Но, как правило, подстилку не используют
как диагностический горизонт, а только в целях классификации лесных
земель. Правда, в ряде случаев подстилку используют для классификации
почв. Так, на Камчатке вулканические почвы различают по особенностям
органогенных горизонтов, в том числе подстилок: грубогумусные почвы,
сухоторфянистые. По своим свойствам и динамике подстилка резко от-
личается от остальных почвенных горизонтов. Она в основном состоит из
органического материала. В течение сезона ее масса значительно умень-
шается. В многолетнем цикле ее масса также не постоянна и связана с
изменением в поступлении опада. Подстилку можно также считать само-
стоятельным природным телом, биогеоценотическим горизонтом, кото-
рый обладает рядом специфических свойств и экологических функций.
Ее относят к мезострате, биогеоценотическому горизонту, объединяю-
щему органогенные горизонты почв с преобладанием мортмассы (от-
мерших растительных остатков). Анализ вещественного состава подсти-
Глава IV. Агрегатный состав почв
113
лок показывает, что она в среднем может состоять на 40% из тонких ве-
ток и шишек, на 50% из хвои и листьев (активная фракция) и на 10% из
примеси почвы. Роль подстилки в жизни биогеоценоза и экосистемы ве-
лика. В ней живут многочисленные беспозвоночные животные, корни
некоторых растений распространены в основном в подстилке. Некоторые
растения (кустарнички: брусника, черника и т.п.) образуют с детритом,
составляющим слой О2 подстилки, горизонт Акк (кустарничково-
корневой). Подстилка -- источник питательных веществ для многих рас-
тений. Она мульчирует поверхность почвы, предохраняя ее от прямого
нагревания, замедляя испарение воды из почвы. Благодаря подстилке
верхний (0--20 см) слой почвы в лесах обычно влажнее, чем аналогичный
слой в травяных и агроценозах.
Влияние подстилки на почву
Влияние подстилки на почву может быть прямым и косвенным. Кос-
венное воздействие определяется воздействием подстилки на другие фак-
торы почвообразования (состав растений, микроклимат, включая ход
температуры и т.п., активность почвенной фауны). К прямому воздейст-
вию подстилки на почву следует отнести мульчирование почвы и сниже-
ние испарения из верхних слоев почвы, влияние на теплообмен почвы и
атмосферы, участие в формировании почвенного профиля почвы, вклю-
чая гумусовый профиль, кислотность почвы, состав обменных катионов.
Отмечается высокая корреляция (0.900.03) между запасами подстилки и
содержанием гумуса в слое А1 в дерново-подзолистых почвах ельников
южной тайги. Еще выше корреляция (0.950.03) в этих почвах между
содержанием фульвокислот и запасами подстилки. Зато практически от-
сутствует корреляция между запасами подстилки и содержанием гумино-
вых кислот и их фракций в этих же почвах.
Для подстилки часто характерны более высокие значения рН, (5--6),
чем для гор А1 и А2 (4--5). Этот факт доказывает, что подкисление почв
связано не прямо с органическими кислотами, поступающими в почву, а
с взаимодействием водорастворимых органических веществ (в том числе
и органических кислот) подстилки с минеральной матрицей почвы.
Плотность подстилки очень низкая (0.3--0.6). Она во многом зависит
от примеси почвы. В то же время подстилка предохраняет почвенные
агрегаты от разрушения. Очень часто под подстилкой отмечается тонкий
слой почвенных агрегатов. Часть этих агрегатов представлены копроли-
тами (экскрементами дождевых червей, обитающих в подстилке). Под
подстилкой также часто сохраняются ходы червей, что увеличивает во-
допроницаемость почв.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
114
Органическое вещество минеральных горизонтов почв
Формируясь на осадочных породах, почва унаследует от них опреде-
ленное содержание органического вещества, в пределах 0.1--0.3% от мас-
сы породы. Именно это количество органического вещества характеризу-
ет нижние горизонты (С) всех почв. Но в верхнем слое почвы накаплива-
ется гумус, связанный с воздействием современной экосистемы. Кроме
гумуса в почве накапливается органическое вещество растительного и
животного происхождения разной стадии разложения, детрит. Отделение
детрита от собственно гумуса -- достаточно трудная задача. Кроме того, в
почве находится множество разных органических соединений (фермен-
ты, аминокислоты, фенолы и полифенолы, углеводы, лигнин и пр.), кото-
рые не относят к гумусу, но которые практически трудно отделить от
гумуса. Все виды органического вещества в почве улучшают их физиче-
ские свойства, повышают устойчивость к эрозии, сохраняют уровень
продуктивности, свойственный данной экосистеме.
Органическая матрица в почве
Как было уже показано раньше, значительная часть органического
вещества в почве после отбора ручным способом детрита (остатков кор-
ней) закреплена на минеральной матрице. Мало того, по данным
А.Д. Фокина, часть органических блоков, составляющих это закреплен-
ное органическое вещество, постоянно обновляется, замещаясь такими
же блоками. Иначе говоря, органическая матрица постоянно себя вос-
производит и этим самым сохраняет, как уровень гумусированност
и
почв, так и его состав. Но формируется органическая матрица на мине-
ральной матрице (поверхности почвенных коллоидов, как это показали
М. Шнитцер, Т.А. Зубкова). Таким образом, в почве на минеральной мат-
рице формируется органическая матрица, которая уже вместе с мине-
ральной образует органо-минеральную матрицу, активно участвующую
во многих почвенных процессах. Очевидно, что площадь (удельная по-
верхность) органической матрицы определяется площадью минеральной
матрицы, в свою очередь зависящей от гранулометрического состава
почв. Действительно, в почвенных частицах наибольшее содержание гу-
муса отмечается во фракциях, размером меньше 5 мкм (табл. IV.2). C
утя желением гранулометрического состава также увеличивается содер-
жание гумуса при прочих равных условиях (в песчаных почвах содержа-
ние гумуса меньше, чем в суглинистых).
Роль гумусовых веществ в почве
Почвенный гумус часто находится в почве в форме коллоидов. В от-
личие от минеральных коллоидов у них значительно больше удельная
поверхность частиц (500 м2 и даже больше), емкость поглощения (150--
300 ммоль/100 г субстрата), наименьшая влагоемкость. Среди обменных
катионов, сорбированных на гумусовых мицеллах, -- К, Са, Na, Mg, H.
Активные центры гумусовых кислот представлены фенольными, карбок-
Глава IV. Агрегатный состав почв
115
сильными, карбонильными группами. Заряд гумусовых веществ -- отри-
цательный, как и у большинства почвенных минеральных коллоидов.
Высокая поглотительная способность гумусовых веществ позволяет им
закреплять часть питательных веществ и тяжелых металлов -- загрязните-
лей, поступающих в почвы в результате техногенных процессов (медь,
никель, кобальт и т.п.).
Таблица I V.2
Содержание гумусовых веществ во фракциях элементарных почвенных час-
тиц (по А.Д. Воронину)
Размеры фракций, мкм
Почва
Горизонт глубина,
см
<1
1--5 5--10 10--50 Почва в
целом
А1 10--20 8.4
10.5 5.6 2.1 7.1
В1 35--45 7.3
8.7 4.4 1.3 6.1
В2 65--75 4.8
5.8 1.6 0.4 3.7
ВС 95--105 2.6
2.6 0.7 0.2 1.6
Чернозем обыкно-
венный,
Велико-Анадол
С
>180 1.8
0.9 0.6 0.01 1.0
Ап 5--15 5.1
7.6 2.8 0.7 3.5
А1 25--30 4.2
5.9 2.1 0.3 2.7
В1 45--55 33.5 4.0 1.0 0.2 1.8
В2 80--90 1.7
2.9 0.5 0.1 0.9
Чернозем южный,
Запорожье
С
> 150 0.8
0.5 0.4 0.1 0.5
А
0--8 8.4
12.6 4.2 1.3 4.4
В
75--95 5.2
4.4 1.5 0.5 2.8
Чернозем предкав-
казский
С 170--150 1.6
1.6 1.6 0.3 0.8
A1
2--7
7.6
3.6 0.6 0.2 2.9
A2 18--22 6.3
1.7 0.2 0.2 2.3
B1 23--41 3.5
2.5 0.4 0.2 1.9
B2 42--55 2.9
1.7 0.3 0.2 1.5
Солонец глубоко-
столбчатый, Красно-
дар
C1 58--85 2.7
0.9 0.4 0.5 0.5
A1
0--10 4.6
3.4 0.6 0.2 2.6
B1 21--31 3.6
1.7 0.3 0.1 1.8
B2 35--45 2.9
1.7 0.3 0.1 1.2
C1 55--65 1.9
0.6 0.2 0.1 0.6
Каштановая,
Камышин
C 170--180 0.8
0.4 0.05 0.02 0.2
A1
0--12 4.4
5.5 0.4 0.1 2.2
B1 18--26 3.2
3.6 0.3 0.02 1.7
C1 60--80 1.9
1.5 0.1 -
0.5
Светло-каштановая,
Тингута
C 150--160 0.7
0.5 0.2 0.06 0.7
A1
0--3 5.1
5.4 0.4 0.1 2.1
B1 30--40 2.1
3.6 0.3 0.05 1.4
C1 35--45 0.8
0.5 0.2 0.1 0.6
Солонец корковый,
Тингута
C 150--170 0.8
0.5 0.2 0.1 0.1
A1
0--26 4.6
9.2 0.4 0.1 3.5
B1 30--40 2.6
3.1 0.3 -
1.4
C1 70--90 1.0
0.6
- 0.01 0.6
Лугово-каштановая,
Тингута
C 250--270 0.9
0.4 0.2 0.05 0.2
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
116
В то же время часть катионов гумусовые вещества переводят в рас-
творимую форму. Это в первую очередь относится к железу, алюминию,
цинку. Растворимые в воде алюминий и железо находятся в комплексе с
водорастворимым органическим веществом. Среди неспецифических
органических веществ в почве содержится много соединений, воздейст-
вующих на растения. Так, в почве существуют как ингибиторы, так и
промоторы процессов, идущих в растениях. Некоторые полифенолы за-
медляют прорастание семян , их развитие. При разложении растительных
остатков в почвы поступают витамины, аминокислоты, которые могут
прямо потребляться растениями. Но это все относится к неспецифиче-
ским органическим веществам почвы, а не к гумусу.
Гумус способствует агрегации почв, при этом зернистые и орехова-
тые агрегаты образуются только в высокогумусных почвах (черноземах и
серых лесных). Агрегированность почв и водопрочность почвенных агре-
гатов способствует хорошей водопроницаемости почв, быстрому впиты-
ванию осадков при хорошем дренаже.
Гумус, в основном, -- источник азота, при этом он играет также роль
запасающего вещества для азота.
Плотность твердой фазы почвы определяется минералогическим со-
ставом и содержанием гумуса. Она определяется, обычно, пикнометриче-
ски, при заполнении водой всех пор почвы. Почвы образуются из рыхлых
осадочных пород, прошедших цикл выветривания, а эти породы содер-
жат в основном, такие минералы легкой фракции, как кварц, полевые
шпаты, слюды с относительно небольшой, плотностью.
Такой же порядок плотности показывают и главные породы, обломки
которых присутствуют в разных осадочных породах и почвах.
Из этих данных видно, что плотность твердой фазы почв практиче-
ски, не может превышать 3 г/см3. В реальных почвах эта плотность ко-
леблется в пределах 2.50--2.90 г/см3. Если учесть, что плотность органи-
ческого вещества почва не превышает величину 1.8 г/см3, а плотность
карбонатов равна 2.71 для кальцита и 2.80--2.99 г/см3 для доломита, то
величины 2.60--2.80 г/см3 наиболее вероятны для всех почв. На практике
нередко получаются значения плотности твердой фазы ниже 2.40 и даже
около 2.20 г/см3. Такие низкие значения пытаются объяснить высокой
гумусированностью почв. Но исследования показывают, что, скорее все-
го, низкие значения плотности твердой фазы определяются гидрофобно-
стью почв, плохой их смачиваемостью водой.
Предварительное замачивание почвы в воде в течение трех суток
снимает эффект гидрофобности и позволяет получить результаты, соот-
ветствующие истинной плотности твердой фазы почв (вместо 2.24, после
замачивания в воде взятой навески почвы ее плотность твердой фазы
равна 2.60 г/см3).
Глава IV. Агрегатный состав почв
117
IV.4.2. Гипотеза структурообразующей роли органического веще-
ства: значение амфифильных свойств гумусовых веществ
К настоящему времени хорошо известно, что именно органическое
вещество почв, прежде всего гуминовые кислоты, во многом ответствен-
но за формирование агрегатной структуры, определяет свойство ее водо-
устойчивости. Однако физически осн ованного объяснения эти факты не
имели, не было разработано механизма взаимосвязи количества и качест-
ва органического вещества с водоустойчивостью агрегатной структуры.
Гипотеза, представляющая один из возможных механизмов влияние ор-
ганического вещества на агрегатообразование -- это гипотеза влияния
гидрофильных и гидрофобных компонентов (амфифильности) органиче-
ского вещества на агрегатообразование. Амфифильность -- это свойство
природных органических веществ проявлять как гидрофобные (отталки-
вать воду), так и гидрофильные (притягивать, соединяться с молекулами
воды) качества. Большинство биологических макромолекул являются
амфифильными веществами. Амфифильность обусловлена наличием в их
составе как гидрофильных (полярных) групп, так и гидрофобных (непо-
лярных) зон. Соотношение гидрофильных и гидрофобных участков в мо-
лекуле обусловливает ее растворимость, пространственную организацию
и разнообразие функциональных свойств. Поскольку минеральные ком-
поненты почвы гидрофильны, то за формирование более гидрофобных
поверхностей в почве ответственно органическое вещество. От степени
гидрофобности поверхности органо--минеральных частиц будет зависеть
их способность к взаимодействию друг с другом за счет гидрофобного
связывания и образование водопрочных агрегатов. Ведь гидрофобная
поверхность в микропоре способствует замедлению движения воды и
снижает опасность возникновения высоких расклинивающих давлений в
агрегате. Мы уже знаем, что водоустойчивость агрегатов обусловлена
силами, которые препятствуют возникновению высоких расклиниваю-
щих давлений, предотвращают быстрое вхождение воды в поры и обра-
зование защемленного воздуха. В отсутствии амфифильных гумусовых
веществ минеральные частицы, имея на поверхности обменные катионы,
будут отталкиваться друг друга за счет того, что между частицами обра-
зуется зона повышенного осмотического давления, -- здесь выше концен-
трация катионов. Так формируется разрушающее действие воды, прони-
кающей между этими частицами (рис. IV.6, а). За счет этого разрушающе-
го, расклинивающего давления частицы легко «отходят» друг от друга,
структура оказывается неустойчивой к водному воздействию. При наличии
же в межчастичном пространстве амфифильных молекул гумусовых ве-
ществ, полярные группы этих молекул взаимодействуют с поверхностью
минеральной матрицы, а гидрофобные -- друг с другом за счет сил гидро-
фобного связывания (рис. IV.6, б). Формируются новые энергетические
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
118
связи, удерживающие частицы друг с другом, обуславливающие водоус-
тойчивость этого агрегатного комплекса.
Рис. IV.6. Схема распадающегося в воде под действием расклинивающего давле-
ния агрегата (а) и водоустойчивого, за счет формирования сил гидрофобн ого
взаимодействия между частицами (б)
Рис. IV.7. Схема образования органо--минерального первичного агрегата с уча-
стием амфифильных (гидрофобных и гидрофильных) молекул почвенного орга-
нического вещества
Таким образом, на уровне почвенного агрегата (педа) способность
суглинистых почв сохранять водоустойчивую структуру обусловлена,
прежде всего, гумусовыми веществами с амфифильно-гидрофобными
свойствами. Вследствие этих взаимодействий и образуется водоустойчи-
вый почвенный агрегат, состоящий из глинистых частиц, соединенных
между собой силами гидрофобного связывания благодаря амфифильным
гумусовым веществам (рис. IV.7). Тогда формирование структурообра-
зующих связей и водоустойчивость будут объясняться следующими ме-
ханизмами: амфифильное почвенное органическое вещество своими гид-
Глава IV. Агрегатный состав почв
119
рофильными частями будет прочно прикрепляться к гидрофильной же
поверхности минералов. А гидрофобные части органической молекулы
займут противоположное положение, будут направлены в межчастичное
пространство. Гумусовые вещества с преимущественно гидрофобными
компонентами формируются внутри первичных агрегатов, в близких к
анаэробным условиях. Становится понятным, что «свежий гумус», по
В.Р. Вильямсу, это не что иное, как органическое вещество с преимуще-
ственно гидрофобными свойствами, образовавшееся, как и указывал
Вильямс, в анаэробных (или близких к анаэробным) условиях.
Следовательно свойство амфифильности почвенной органики обу-
славливает формирование почвенной структуры и ее главного свойства --
устойчивости
IV.4.3. Структурная организация почвенных коллоидов
Физическая модель почвы как системы, состоящей из твердой, жид-
кой и газообразной фаз, была настолько естественной, что возникла в
воображении исследователей, пожалуй, еще до становления почвоведе-
ния как науки и продолжает использоваться в настоящее время. Эта мо-
дель появилась в почвоведении значительно раньше того времени, когда
были разработаны коллоидно-химические представления о строении ве-
щества, и когда изменились представления об уровнях организации мате-
рии. Поэтому она не свободна от недостатков.
Так с позиций физической модели вещество может находиться либо в
ионно-молекулярном состоянии, либо в состоянии микро и макрочастиц,
а все, что имеет коллоидные размеры, воспринимается как досадная по-
меха при изучении этих двух состояний. Для подобного подхода сущест-
вуют объективные причины. Химические методы анализа определения
содержания ионов или молекул в почве хорошо разработаны и достаточ-
но просты. Рентгенофазовый анализ и микроскопия позволяют изучать
вещества в микросостоянии, а вот методы исследования почвенных ком-
понентов в коллоидном состоянии разработаны недостаточно, а сущест-
вующие в химии и физике -- дорогостоящи и труднодоступны.
После работ К.К. Гедройца важность коллоидной составляющей почв
была общепризнанна. Активно проводились работы по ее изучению. Раз-
рабатывали способы выделения коллоидов из почв. Определяли их со-
став. Пытались на основе различия состава почвенных коллоидов для
разных почв и почвенных горизонтов выявить некие закономерности,
которые дали бы ответы на существующие в почвоведении вопросы. При
проведении исследований, как правило, исходили из общепринятой мо-
дели коллоидной мицеллы, воспринимая почву как объект, содержащий
множество таких мицелл. Однако, изучая почвы, мы имеем дело не с
коллоидными мицеллами, а с различными коллоидными системами, ко-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
120
торые существуют в почвах и
имеют определенную структу-
ру. Разница в этих двух подхо-
дах, на первый взгляд, кажется
малозначительной, но она име-
ет принципиальный характер,
так как в первом случае не учи-
тывается структурная организа-
ция почвенных коллоидов.
Как следствие к настояще-
му времени достоверная ин-
формация о коллоидной струк-
туре почв отсутствует. Из об-
щих соображений понятно, что
какая-то структурная организа-
ция, по-видимому, должна
иметь место, но однозначно
охарактеризовать ее до сих пор
не удалось.
Можно предположить, что
в почвах возможно существо-
вание следующих типов геле-
вых структур (рис. IV.8):
1. Плотные пленки-гели, в
которых коллоидные частицы
органической и неорганической
природы с адсорбированными
на них органическими молекулами контактируют между собой, плотно
заполняя пространство.
2. Ажурные гелевые структуры, возникающие при непосредственном
контакте коллоидных частиц и включающие в свой состав почвенный
раствор.
3. Периодические коллоидные структуры, возникающие за счет
дальней агрегации коллоидных частиц и тоже включающие в свой состав
большие количества почвенного раствора.
Периодические коллоидные структуры -- к
в
а
з
и
к
р
и
с
т
а
л
л
и
ч
е
с
к
и
е
образования из коллоидных частиц, возникающие за счет дальнего
взаимодействия между коллоидными частицами (дальней агрегации) и
обладающие дальним порядком (Фридрихсберг, 1984). В ряде случаев при
образовании гелевых систем из частиц разного размера можно говори ть об
энергетической, а не о геометрической периодичности (Ефремов, 1971).
Рис. IV.8. Схемы гелевых структур,
способных существовать в почвах
ПЛОТНЫЙ ГЕЛЬ
АЖУРНЫЕ ГЕЛЕВЫЕ СТРУКТУРЫ
ПЕРИОДИЧЕСКАЯ КОЛЛОИДНАЯ СТРУКТУРА
Глава IV. Агрегатный состав почв
121
При чтении работ, выполненных при изучении состава почвенных
коллоидов, обращает на себя факт рассмотрения гумуса как коллоидных
частиц. Подобный подход соответствует действительности при изучении
гуминовых кислот, находящихся
в водном растворе при рН от ки-
слой до слабо щелочной. В этом
случае они находятся в сверну-
той, глобулярной конформации.
Однако в общем случае нельзя
отбрасывать возможность суще-
ствования макромолекул гумуса,
содержащих большое количество
полярных групп, в развернутой
или частично свернутой конфор-
мации. Поэтому необходимо
учесть возможность существова-
ния в почвах еще нескольких ти-
пов коллоидных структур (рис.
IV.9):
1. Студни -- системы, в кото-
рых органические макромолеку-
лы, находясь в растворе, взаимо-
действуют между собой, образуя
непрерывную сетку.
2. Комбинаций студней с кол-
лоидными структурами, образо-
ванными коллоидными частица-
ми органической и неорганиче-
ской природы, то есть армиро-
ванных студней.
Остановимся на применяемых
терминах. Студни -- растворы высокомолекулярных соединений в низко-
молекулярных жидкостях, обладающие некоторыми признаками твердых
тел -- отсутствием текучести при малых напряжениях сдвига, заметной
прочностью и упругостью. Макромолекулы полимеров образуют студни,
если они связаны в пространственные сетки силами межмолекулярного
взаимодействия, водородными, ионными или ковалентными связями. Так
как речь идет о тончайших молекулярных сетках, то студни можно счи-
тать гомогенными, однофазными системами (Химическая энциклопедия,
1965).
Термин гель происходит от латинского gelo -- застывать, то есть он ха-
рактеризует изменение структурно-механических свойств раствора по
сравнению с растворителем за счет веществ, находящихся в растворителе.
Рис. IV.9. Схемы коллоидных струк-
тур, способных к существованию в
почвах, е
сли макромолекулы гумуса
находятся в развернутой или частично
конформации и взаимодействуют ме-
жду собой.
СТУДЕНЬ
АРМИРОВАННЫЙ СТУДЕНЬ
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
122
Существует два принципиально отличающихся механизма структу-
рирования раствора, приводящих к изменению его структурно-
механических свойств:
- структура образуется за счет взаимодействия между частицами, со-
держащимися в растворе (система гетерогенна);
- структура образуется за счет взаимодействия между полимерными
молекулами, содержащимися в растворе (система в идеале однофазна -- в
ней не существует поверхностей раздела между компонентами раствора).
Для того чтобы характеризовать системы одним термином, для опре-
деления гетерогенной системы в дальнейшем будем использовать назва-
ние «гель», а для гомогенной системы -- «студень».
Плотные пленки гели практически не содержат в своем составе поч-
венного раствора. Считается, что именно они существуют в почвах. В
состав остальных типов гелевых структур входит большое количество
жидкости. Причем при удалении жидкости -- в
ы
суш
и
в
а
н
и
иг
е
л
е
в
ы
е
структуры должны сжиматься, а после добавлении воды в сухие почвы --
набухать, включая ее в свой состав. После изучения изменение ряда поч-
венных свойств от времени, прошедшего после добавления в сухие почвы
воды, было выяснено, что это действительно происходит, и что почвен-
ный раствор при влажности ниже наименьшей влагоемкости, по-
видимому, полностью включен в состав гелевых структур или другими
словами представляет собой структурированную коллоидную систему.
Для выяснения типа гелевых структур, включающий в свой состав
жидкость, реально существующих в почвах были проведены электронно-
микроскопические исследования.
При постановке экспериментов по изучению структуры коллоидных
образований исходили из того, что при давлении на почву происходит
частичное разрушение исходной коллоидной структуры почвенного рас-
твора, в результате чего его подвижность возрастает, и он частично вы-
деляется из почвы. В таком случае выпрессовываемая из почвы жидкость
должна содержать обломки коллоидных структур разного размера.
В зависимости от того, в каком виде находятся коллоидные частицы
в почвенном растворе, можно ожидать три варианта их расположения на
подложке (рис. IV.10).
1. Если бы коллоидные частицы присутствовали в почвенном раство-
ре в виде золя, они должны были бы относительно равномерно разме-
щаться на поверхности подложки.
2. При выделении с почвенным раствором плотных гелей на подлож-
ке должны были бы наблюдаться сгустки непосредственно контакти-
рующих друг с другом коллоидных частиц.
3. При наличии гелевых структур на подложке должны были бы на-
блюдаться разветвленные структуры из непосредственно контактирую-
щих друг с другом коллоидных частиц.
Глава IV. Агрегатный состав почв
123
4. При наличии же в почвенном растворе обломков периодических кол-
лоидных структур они должны были бы осаждаться на подложку, так что
коллоидные частицы, весьма вероятно, закрепились бы на подложке, сохра-
няя между собой расстояния, характерные для коллоидной структуры.
ПОЧВЕННЫЙ ЗОЛЬ
ВАРИАНТЫ ОСАЖДЕНИЯ ЗОЛЯ НА
ПОДЛОЖКЕ ПОСЛЕ ВЫСУШИВАНИЯ
ВОЗМОЖНЫЕ ВИДЫ ПОЧВЕННЫХ ГЕЛЕЙ ВАРИАНТЫ ОСАЖДЕНИЯ ГЕЛЕЙ НА
ПОДЛОЖКЕ ПОСЛЕ ВЫСУШИВАНИЯ
МОДЕЛЬ ПКС В ПОЧВАХ
ВАРИАНТЫ ОСАЖДЕНИЯ ПКС НА
ПОДЛОЖКЕ ПОСЛЕ ВЫСУШИВАНИЯ
Рис. IV.10. Схема коллоидных систем, способных существовать в почвенном
растворе, и двумерных структур, образующихся из этих систем после осаждения
на подложку и удаления воды
При увеличении 10 тысяч на электронно-микроскопическом изобра-
жении в виде белых пятен видны частицы размером несколько сот нано-
метров, которые хаотично распределены на подложке. Для уточнения
представлений о частицах, осевших на подложку из раствора, были сде-
ланы микрофотографии частиц при увеличении 100--200 тыс. При этом
увеличении видно (рис. IV.11, IV.12), что наблюдаемые при малых уве-
личениях частицы представляют собой агрегаты, состоящие из коллоид-
ных частиц размером от 10--15 до 30--50 нм, которые фиксированы на
подложке на расстояниях от 10 до 150 нм друг от друга.
Подобные электронно-микроскопические фотографии могли быть
получены только при существовании органоминеральных гелей почв ли-
бо в виде периодических коллоидных структур, либо в виде армирован-
ного гумусового студня, в котором коллоидные частицы расположены на
расстоянии друг от друга.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
124
Рис. IV.11. Электронно-микроскопическое изображение почвенного раствора,
выделенного из чернозема, разбавленного в 1000 раз и нанесенного на подложку
из слюды. Увеличение 100000х
Рис. IV.12. Электронно-микроскопическое изображение почвенного раствора,
выделенного из краснозема, разбавленного в 1000 раз и нанесенного на подложку
из слюды. Увеличение 100000х
Глава IV. Агрегатный состав почв
125
Для того чтобы выяс-
нить, какой из двух остав-
шихся типов коллоидного
структурирования реализу-
ется в почвах, было прове-
дено изучение илистых
фракций почв при помощи
просвечивающего электрон-
ного микроскопа. Получен-
ные данные (рис. IV.13) сви-
детельствуют, что неоргани-
ческие коллоидные частицы,
видимые на электронной
микрофотографии в виде
черных точек, располагают-
ся преимущественно на рас-
стоянии друг от друга в мат-
рице из полупрозрачного
для электронов органиче-
ского вещества. На элек-
тронной микрофотографии
видно, что данная органоминеральная гелевая структура обладает высо-
кой механической прочностью. Капли суспензии при подготовке наноси-
ли на дырчатые подложки. Одна из частиц случайно попала на отверстие
подложки и закрепилась на его краях. При высыхании произошло сжатие
частицы армированного студня -- при этом органическая матрица растя-
нулась, утоньшаясь, но не разрушилась, то есть вела себя как типичный
полимер.
Использование электронной микроскопии позволило получить на-
глядные ответы на поставленные нами вопросы, но при этом возникли
другие вопросы, без ответа на которые предлагаемую концепцию можно
было рассматривать лишь как гипотезу.
Во-первых, при электронно-микроскопическом изучении почв при
используемых увеличениях 100-200 тысяч наблюдаются очень неболь-
шие участки поверхности почвы, а, следовательно, возникает вопрос о
статистической достоверности полученных результатов.
Во-вторых, возникает естественный вопрос о правомерности экстра-
поляции выводов о наличии и строении почвенных коллоидных структур,
полученных при изучении гумусовоаккумулятивных горизонтов не-
скольких почв, на все почвы и почвенные горизонты.
Для того чтобы ответить на эти вопросы обратились к методу мало-
углового рассеяния нейтронов. Этот метод обладает определенными пре-
имуществами, так как не требуется никакой пробоподготовки. Можно
непосредственно изучать образцы сухие, влажные, замороженные, с на-
Рис. IV.13. Электронно-микроскопическое
изображение частицы илистой фракции
дерново-подзолистой почвы, полученное на
просвечивающем электронном микроскопе.
Увеличение 25000х
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
126
рушенной и ненарушенной почвенной структурой. Во всех случаях вы
будете видеть только изменения, происходящие с коллоидными структу-
рами, так как метод позволяет исследовать частицы размером 1--100 нм, а
присутствие крупных частиц не мешает изучению образцов.
Метод позволяет видеть статистическую картину (размер пучка ней-
тронов составляет 14 мм), а, значит, исключает субъективизм, который
может иметь место при проведении электронно-микроскопических ис-
следований.
Для фрактальных объектов зависимость интенсивности рассеяния
под малыми углами от передаваемого импульса в логарифмических ко-
ординатах представляет собой прямую линию. При этом для массовых
фракталов, когда коллоидные частицы не контактируют друг с другом,
значение тангенса угла наклона меньше трех, а для поверхностных фрак-
талов, когда коллоидные частицы находятся в контакте, больше трех.
Для лучшего понимания целесообразности использования в работе
метода малоуглового рассеяния нейтронов акцентируем внимание на су-
ти применения этого метода для исследования почв.
Она заключается в следующем. Происходит взаимодействие пучка
нейтронов с почвой. Частицы коллоидных размеров рассеивают нейтро-
ны под малыми углами. Причем, если они, взаимодействуя с излучением,
ведут себя как независимые излучатели, то есть находятся на расстоянии
друг от друга, то фрактальная размерность объектов меньше трех. И чем
больше среднее расстояние между коллоидными частицами, тем меньше
фрактальная размерность изучаемого объекта. Если фрактальная размер-
ность больше трех, то, значит, коллоидные частицы находятся в контакте
и не могут вести себя как независимые излучатели.
Таким образом, использование данного метода позволяет подтвер-
дить или опровергнуть расположение коллоидных частиц в почвах на
расстоянии друг от друга. А значит подтвердить или опровергнуть вы-
двигаемые модельные представления.
Полученные результаты (табл. IV.3) свидетельствуют, что для всех
изученных почв и почвенных горизонтов наблюдается рассеяние нейтро-
нов, характерное для объектов, имеющих фрактальное строение. Для всех
влажных и большинства воздушно-сухих почв фрактальная размерность
меньше трех.
Следует обратить внимание на то, что для сухих почв расположение
коллоидных частиц на расстоянии друг от друга может иметь место толь-
ко при их расположении в гумусовой сетке. В противном случае при уда-
лении воды -- коагуляция и непосредственный контакт.
Для ряда воздушно-сухих почв фрактальная размерность несколько
превышает тройку, что свидетельствует о коагуляции коллоидных частиц
в почвах при высушивании.
Глава IV. Агрегатный состав почв
127
Согласно полученным данным, фрактальные характеристики почвен-
ных коллоидных структур в существенной степени определяются усло-
виями их образования и функционирования, а также профилем почвы.
Полученные результаты согласуются с предлагаемой коллоидно-
химической моделью почв. Удаление воды из подобной системы должно
приводить к частичному разрушению матрицы студня за счет перехода
части органических макромолекул из развернутого в глобулярное со-
стояние, то есть могут появляться новые фазы и поверхности раздела.
Как следствие, гетерогенность системы и количество коллоидных частиц
в единице объема должны возрастать. В некоторых случаях вновь обра-
зующаяся органическая твердая фаза может соединять существующие
частицы.
Таблица I V.3
Фрактальные свойства почв
Воздушно-сухие почвы
Почвенные пасты
Почвы, горизонты
Фрактальная размерность
Фрактальная размерность
Дерново-подзол. А1
3.22±0.03
2.69±0.03
Дерново-подзол. А2
3.09±0.03
3.12±0.03
Дерново-подзол. В
2.84±0.02
2.74±0.02
Серая лесная
2.96±0.02
2.80±0.02
Бурая лесная А0
3.07±0.02
2.64±0.02
Бурая лесная А1
3.04±0.02
2.79±0.02
Бурая лесная В
3.16±0.02
2.88±0.02
Чернозем оподзол.
2.85±0.02
2.68±0.02
Чернозем выщелоч.
2.90±0.02
2.77±0.02
Чернозем тип. А0
2.90±0.09
2.65±0.09
Чернозем тип. А1
2.94±0.02
2.71±0.10
Чернозем тип. В1
2.96±0.02
2.65±0.09
Чернозем тип. ВС
3.37±0.02
2.95±0.02
Темно-каштановая
2.71±0.02
2.40±0.02
Светло-каштановая
2.97±0.02
2.47±0.02
Краснозем А0
2.82±0.08
2.53±0.02
Краснозем B1
2.75±0.03
2.65±0.02
Краснозем В2
2.81±0.06
2.62±0.02
Краснозем ВC
2.82±0.06
2.62±0.02
Торфяная почва
3.03±0.02
2.83±0.10
Полученные методом малоуглового рассеяния нейтронов данные
свидетельствуют о том, что:
1. коллоидные частицы во влажных и многих воздушно-сухих почвах
находятся на расстоянии друг от друга, что можно объяснить только их
стабилизацией в гумусовой молекулярной сетке;
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
128
2. коллоидные частицы расположены в гумусовом студне упорядо-
ченно;
3. подобные гелевые структуры распространены во всех изученных
эти м методом почвах и почвенных горизонтах.
Все вышеизложенное позволяет сделать вывод о том, что коллоид-
ную структуру почв можно рассматривать как студень гумуса, армиро-
ванный неорганическими и органическими коллоидными частицами, ко-
торый упрочнен за счет взаимодействия между органическими молеку-
лами. При взаимодействии с водой армированный гумусовый студень
ведет себя подобно многим полимерам -- набухает, вбирая в себя воду и
увеличиваясь в объеме, при высушивании происходит его усадка. Раз-
личные воздействия на почву изменяют состояние армированного поли-
мерного гумусового студня, что приводит к наблюдаемому нами измене-
нию свойств почв.
Из предлагаемый подхода следует, что поверхность почвенных час-
тиц и соответственно поверхность почвенных пор покрыта слоем АГС,
активно набухающего при контакте с водой, уменьшающего диаметр
почвенных пор, а при малом их диаметре полностью закупоривающим
почвенные поры. Это позволяет объяснить результаты, приводимые Суд-
ницыным И.И. и Ворониным А.Д., обратившими внимание на то, что во
многих случаях вода в капиллярах менее 10 мкм неподвижна.
Итак, главный вывод заключается в следующем:
-- коллоидные частицы в почвах входят в состав коллоидных систем --
золей и гелей;
-- почвенные гели представляют собой сложные коллоидные системы
-- студни из молекул гумуса, армированные коллоидн ыми частицами ор-
ганической и неорганической природы;
-- коллоидные частицы фиксированы в матрице гумусового студня на
расстоянии друг от друга, образуя периодические коллоидные структуры
-- наличие и изменение гелевых структур оказывает значительное
влияние на свойства почв.
Литература
Александрова Л.Н. Органическое вещество почвы и процессы его транс-
формации. Л., «Наука», 1980.
Безуглова О.С. Гумусное состояние почв юга России. Ростов-на-Дону. Изд.
СКНЦ ВШ. 2001.
Вадюнина А.Ф., Корчагина З.А. Методы исследован
и
я физи
ческ
и
х
свойств почв. М.Агропромиздат, 1986.
Ганжара Н.Ф. Концептуальная модель гумусообразования. Почвоведение.
1997. № 9.
Гедройц К.К. Почва как культурная среда для сельско-хозяйственных расте-
ний. Носовская сельско-хозяйственная опытная станция, 1926. --вып.42.
Глава IV. Агрегатный состав почв
129
Гуминовые вещества в биосфере. /под ред. Д.С. Орлова. Изд. «Наука», М.,
1993.
Ефремов И.Ф. Периодические коллоидные структуры. -- Л.: Химия, 1971.
Заварзина А.Г., Дёмин В.В. Кислотно-основные свойства гуминовых ки-
слот различного происхождения по данным потенциометрического титрова-
ния. Почвоведение. 1999, №10.
Зайдельман Ф.Р. «Изучение физических свойств почв на объектах осуше-
ния». Пособие к ВСН−33−2.1.02−85. «Почвенные изыскания для мелиора-
тивного строительства». М.: Минводхоз: СССР. 1988.
Зайдельман Ф.Р. Быстрый метод определения устойчивости кротовых
дрен в минеральных почвах для полевых и лабораторных условий. Почвове-
дение 1959. №8.
Зайдельман Ф.Р. Мелиорация заболоченных почв Нечерноземной зоны
РСФСР. М.: «Колос». 1981.
Золотарева Б.Н. и др. Динамика гумусообразовательного процесса под
влиянием антропогеного воздействия. Сб. Динамика продукции биомассы
растений и гумуса почв. М., «Науку»,1992.
Крыщенко В.С., Самохин А.П. Разработка гумус-гранулометрических
матриц подтипов почв Ростовской области. Тез. Докл. Межд. Конф. «Пробл.
Антропоген. Почвообр.» 16−21 июля 1997. Т.3., М., 1997.
Лозе Ж., Матье К. Толковый словарь по почвоведению. -- М.: Мир, 1998.
Орлов Д.С. Гумусовые кислоты почв и общая теория гумификации. М.,
МГУ, 1990.
Орлов Д.С. Почвенные фульвокислоты: история их изучения, значение и
реальность. Почвоведение. 1999, №9.
Орлов Д.С. Химия почв. М. Изд. МГУ. 1992.
Орлов Д.С., Бирюкова О.Н., Суханова Н.И. Органическое вещество
почв Российской Федерации. М., «Наука», 1996.
Пономарёва В.В., Плотникова Т.А. Гумус и почвообразование. Л., «Нау-
ка», 1980.
Фридрихсберг Д.А. Курс коллоидной химии. -- Л.: Химия, 1984.
ГЛАВА V
УДЕЛЬНАЯ ПОВЕРХНОСТЬ ПОЧВ
Т еория
Под термином «поверхность почвы» понимают внешнюю, внутрен-
нюю или деятельную поверхности. Внешняя поверхность относится к
внешней поверхности микроагрегатов и элементарных почвенных час-
тиц; внутренняя -- к внутренней поверхности микроагрегатов и элемен-
тарных почвенных частиц (микротрещины, микропоры). Удельная по-
верхность почвенных частиц -- это удельная суммарная поверхность всех
почвенных частиц, отнесенная к 1 г почвы. Определяется по поглощению
воды из воздуха, газов (N2, CO2), органических веществ (метиленовый
синий и др.). Зависит от гранулометрического и минералогического со-
става почв и содержания органического вещества.
Удельная поверхность почвы -- площадь поверхности 1 г твердофаз-
ных почвенных частиц [м2/г]. Удельная поверхность характеризует дис-
персность почвы и состояние поверхности почвенных частиц.
С удельной поверхностью почвы связаны наиболее важные ее свой-
ства: физические, химические, физико-химические, биологические. С
дисперсностью почвы связаны, например, способность почвы адсорбиро-
вать питательные элементы, сорбировать газы, пары воды, удерживать то
или иное количество воды в свободном состоянии. С удельной поверхно-
стью связаны и комплексы тепловых и воздушных условий в почве. В
связи с этим важно уметь точно определить и знать удельные поверхно-
сти почвы, с которыми ведутся те или иные исследования.
Различают полную удельную поверхность почвы (Sпол), внутреннюю
(Si) и внешнюю (Sе): Si = Sпол -- Se. Внутренняя поверхность -- это поверх-
ность микротрещин, микрокаверн, микровпадин в почвенных частицах.
Внешняя -- образуется после заполнения внутренней поверхности частиц.
Полная удельная поверхность, внутренняя и внешняя отражают сорбци-
онную способность почвы, форму частиц, состояние их поверхности.
Если мы имеем дело с хорошо окатанными частицами кварца, грани-
та или других обломков горных пород, то речь может идти только о
внешней удельной поверхности. В тех же случаях, когда в коллоидных
фракциях глинистых минералов проявляется еще пластинчатое строение
самой частицы, наряду с внешней надо учитывать и внутреннюю удель-
ную поверхность.
Глава V. Удельная поверхность почв
131
Объекты неживой и живой природы, продукты и материалы, созда-
ваемые и используемые человеком, практически всегда находятся в дис-
персном состоянии, т. е. содержат в своем составе малые частицы, тонкие
пленки, мембраны, нити, с четко выраженными поверхностями раздела
этих микроскопи ческих фаз. Дисперсное состояние является, как прав и-
ло, необходимым условием функционирования реальных объектов. Это
особенно характерно для живых организмов, само существование кото-
рых определяется их клеточным строением и процессами, происходящи-
ми на границах клеток и внутриклеточных поверхностях.
Дисперсными системами называют гетерогенные, преимущественно
микрогетерогенные двух- или многофазные системы, в которых, по край-
ней мере, одна из фаз находится в дисперсном состоянии, т. е. в виде
весьма малых частиц, которые, однако, еще могут считаться фазовыми,
так как обладают свойствами, близкими к свойствам соответствующих
макроскопических фаз и характерными поверхностями раздела. Дисперс-
ная система состоит из частиц дисперсной фазы и окружающей их дис-
персионной среды.
Степень раздробленности фазы может характеризоваться линейным
размером частиц (некоторым эффективным или средним радиусом r),
дисперсностью D либо удельной поверхностью Sv. Дисперсность опреде-
ляют как отношение суммарной поверхности раздела дисперсной фазы с
дисперсионной средой (межфазной поверхности) к суммарному объему
этих частиц. Удельная поверхность -- это отношение суммарной поверх-
ности к общей массе частиц.
Основная особенность высоко дисперсных систем --- это наличие вы-
сокоразвитой поверхности раздела фаз. Влияние границ раздела фаз и
связанных с ними поверхностных явлений на свойства дисперсных сис-
тем обусловлено, прежде всего, существованием избыточной поверхно-
стной энергии на этих границах. Избыток межфазной энергии обнаружи-
вается в действии вдоль поверхности поверхностного натяжения, харак-
теризующего стремление системы уменьшить площадь поверхности раз-
дела фаз. Вместе с тем поверхностная энергия непосредственно связана с
проявлением особых поверхностных сил -- силового поля, сохраняющего
заметную интенсивность и на расстояниях от поверхности, значительно
превышающих молекулярные.
Наличие развитой поверхности у малых частиц обусловливает необ-
ходимость затраты энергии на их образование как путем измельчения
(диспергирования) макроскопических фаз, так и при выделении (конден-
сации) новых дисперсных фаз из гомогенных систем.
Избыточная поверхностная энергия границ раздела обусловливает
повышение химической активности дисперсных фаз по сравнению с мак-
рофазами. Это проявляется в увеличении растворимости дисперсной фа-
зы в окружающей среде и повышении давления пара над малыми части-
цами тем большем, чем меньше размер частиц.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
132
Большой избыток свободной энергии, особенно в высокодисперсных
системах, обусловливает главную особенность дисперсных систем -- их
термодинамическую нестабильность и возможность протекания в них
процессов, ведущих к понижению поверхностной энергии, и соответст-
венно насыщению поверхностных сил. Возможны различные пути такого
рода процессов.
В свободнодисперсной системе частичное насыщение поверхностных
сил может достигаться в зоне контакта частиц при их сближении с обра-
зованием агрегатов. Это явление, называемое коагуляцией, отвечает пе-
реходу к связнодисперсной структурированной системе.
Дальнейшее понижение свободной энергий дисперсной системы мо-
жет быть обусловлено уменьшением межфазной поверхности вследствие
слияния (коалесценции) капель или пузырьков и срастания (спекания)
твердых частиц, а также при растворении наиболее активных малых час-
тиц с переносом вещества к менее активным крупным частицам.
Нарушение устойчивости в результате процессов коагуляции, коа-
лесценции и диффузионного переноса вещества ведет к изменению
строения и свойств дисперсных систем. Существенно отметить, что коа-
гуляция и срастание частиц придают дисперсной системе качественно
новые, структурно-механические (реологические) свойства, в частности
изменяется прочность. Конечным результатом коалесценции может быть
распад дисперсной системы на макрофазы. В ряде случаев нарушение
устойчивости дисперсных систем лежит в основе производственных про-
цессов, например сбивание масла или обезвоживание и обессоливание
природной нефти.
Вместе с тем именно высокодисперсное состояние вещества служит
первичным условием высокой организации материи. Тонкодисперсная
структура обусловливает стойкость материалов (сталь, керамика и т. п.),
а также тканей растений и животных. Лишь на высокоразвитых межфаз-
ных поверхностях, т. е. в высокодисперсных системах, интенсивно про-
текают гетерогенные химические реакции и в промышленности, и в жи-
вых организмах. Только высокодисперсная структура, т. е. множество
мельчайших ячеек, позволяет хранить и использовать огромн ые объемы
информации в малых физических объемах; это относится и к ЭВМ новых
поколений, и к человеческому мозгу.
Поскольку тенденция к понижению избытка свободной энергии дис-
персных систем может проявляться в различных формах их разрушения,
проблема устойчивости дисперсного состояния вещества оказывается
центральной для естествознания в целом. Наряду с факторами стабилиза-
ции разнообразных дисперсных систем предметом учения об устойчиво-
сти являются и условия образования дисперсных систем из макроскопи-
ческих фаз.
В регулировании устойчивости дисперсных систем особое значение
имеет еще один универсальный, но не связанный с убылью межфазной
поверхности путь понижения свободной энергии дисперсной системы.
Глава V. Удельная поверхность почв
133
Это -- уменьшение поверхностного натяжения при адсорбции на межфаз-
ной границе поверхностно-активных веществ (ПАВ), вызывающих (час-
тичную) компенсацию ненасыщенных поверхностных сил. Такие веще-
ства, внесенные в очень малых количествах в объем фазы, самопроиз-
вольно концентрируются на межфазной границе. Адсорбционные моно-
слои могут радикально изменять свойства поверхности раздела и взаимо-
действие фаз.
Применение ПАВ, а также электролитов позволяет эффективно
управлять процессами возникновения и разрушения дисперсных систем,
регулировать их устойчивость, структурно-механические и другие свой-
ства. ПАВ участвуют в самых разнообразных микрогетерогенных хими-
ческих, биохимических, физиологических процессах, таких, как мицел-
лярный катализ, явления обмена, проницаемость мембран и т. д. Управ-
ление устойчивостью всевозможных дисперсных систем лежит в основе
многих технологических процессов.
В зависимости от агрегатного состояния дисперсной фазы и диспер-
сионной среды можно выделить основные типы дисперсных систем. В
этом случае соответствующий тип дисперсной системы принято обозн а-
чать двумя буквами, первая из которых относится к дисперсной фазе, а
вторая -- к дисперсионной среде (буквы Т, Ж, Г обозначают твердое, жид-
кое и газообразное состояние соответственно).
Системы с твердой дисперсионной средой представлены горными
породами, различными конструкционными, строительными и другими
материалами; большинство их могут рассматриваться как системы типа
Т1/Т2. Дисперсиями типа Г/Т являются разнообразные природные и ис-
кусственные пористые материалы (с закрытой пористостью). К системам
типа Ж/Т можно (до некоторой степени условно) отнести клетки и обра-
зованные ими живые организмы.
Следует отметить, что проведенное деление на дисперсную фазу и
дисперсионную среду, строго говоря, справедливо только для систем, в
которых дисперсная фаза образована обособленными частицами. Вместе
с тем существует значительное число систем, в которых обе фазы непре-
рывны и пронизывают друг друга; такие системы называют биконтину-
альными. Таковы пористые твердые тела с открытой пористостью (ката-
лизаторы и сорбенты), почвы, грунты, многие породы. К этим системам
близки по своей структуре гели и студни, образующиеся в растворах вы-
сокомолекулярных соединений (ВМС), в том числе ВМС, обладающих
клееподобными свойствами (отсюда само название «коллоид» -- клеепо-
добный, от греч. клей) (см. также раздел «Структурная организация поч-
венных коллоидов » главы IV).
Наряду с классификацией дисперсных систем по фазовому состоя-
нию дисперсной фазы и дисперсионной среды и разделением их на гру-
бодисперсные и коллоидные, свободно- и связнодисперсные, разбавлен-
ные и концентрированные дисперсии следует ввести еще одно разграни-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
134
чение, выделяя два принципиально различных класса дисперсных систем,
отличающихся по природе устойчивости и интенсивности межмолеку-
лярных взаимодействий на границе раздела фаз. Это -- лиофильные и
лиофобные системы. Для лиофильных систем характерна высокая сте-
пень родственности дисперсной фазы и дисперсионной среды и соответ-
ственная компенсированность связей на границе раздела, чему отвечают
обычно очень низкие значения поверхностной энергии на межфазных
границах. Эти коллоидные системы, например критические эмульсии,
могут образовываться самопроизвольно и обнаруживают полную термо-
динамическую устойчивость как относительно агрегирования в макрофа-
зы, так и относительно диспергирования до молекулярных размеров час-
тиц. В разнообразных лиофобных (коллоидно- и грубодисперсных) сис-
темах дисперсная фаза и дисперсионная среда менее родственны, и раз-
личие граничащих фаз по химическому составу и строению проявляется
в существенной нескомпенсированности поверхностных сил (в избытке
энергии) на межфазной границе. Такие системы термодинамически неус-
тойчивы и требуют специальной стабилизации, к ним относятся все аэро-
золи, пены, многочисленные эмульсии, золи и т. д.
Основу почвы составляет твердая фаза различной степени дисперс-
ности. Промежутки между почвенными частицами (поры) могут быть
заняты одним воздухом, когда почва абсолютно сухая. Однако чаще поры
между твердыми частицами заполнены не только воздухом, но в той или
иной степени водой. Поэтому почва, как правило, состоит из трех фаз:
твердой, жидкой и газообразной. Наряду с этим в почве почти всегда со-
держатся пары воды, или парообразная фаза, находящаяся в состоянии
динамического равновесия с жидкой фазой. Решающую роль в создании
плодородия почвы и условий жизни, населяющих почву живых организ-
мов, и
м
е
е
тк
о
л
и
ч
е
с
т
в
е
н
н
о
ес
о
о
т
н
о
ш
е
н
и
еэ
т
и
хфа
з
.От
сут
с
т
в
и
еи
л
и
уменьшение ни же определенного уровн я жидкой или газообразной фаз
исключает возможность использования почвы как среды для обычных
биологических процессов. Одной из главных задач физики почв является
поиск теоретического и экспериментального обоснования соотношений
трех фаз в почве для оптимизации биологических процессов в ней.
Размер почвенных частиц, или дисперсность почвы имеет большое
значение для «жизни» почвы. Увеличение удельной поверхности прямо
пропорционально увеличению дисперсности: если степень дробления
увеличилась в 10 раз, то и удельная поверхность возрастает в 10 раз.
С удельной поверхностью почвы тесно связана свободная поверхностная
энергии системы. Ионы, атомы и молекулы, связанные ранее в кристал-
лических решетках твердого тела, уравновешивали свою энергию. При
дроблении часть ионов, атомов и молекул выходит на поверхность, и их
энергия оказывается некомпенсированной: образуется свободная поверх-
ностная энергия системы.
Глава V. Удельная поверхность почв
135
Состояние вещества у поверхностей раздела соприкасающихся фаз
отличается от их состояния внутри этих фаз вследствие различия молеку-
лярных полей в разн ых фазах. Эти различия служат причиной возникно-
вения на границах раздела фаз особых явлений, получивших название
поверхностных явлений.
В поверхностных явлениях участвуют только те молекулы, которые
находятся на поверхности тел. Если размеры тела достаточно велики, то
число таких молекул весьма мало по сравнению с числом молекул в ос-
новном объеме. Поэтому поверхностные явления у крупных объемных
тел не играют большой роли. Но в дисперсных телах при наличии частиц
малых размеров они становятся определяющими. В почвах поверхност-
ные явления играют ведущую роль. Все свойства почв и протекающие в
них процессы прямо или косвенно в той или иной степени связаны с по-
верхностными явлениями. С поверхностями раздела тесно связано про-
исхождение и развитие почв, поскольку составляющие почвообразование
многочисленные микроскопические процессы проходят на них. В свою
очередь в процессах почвообразования и выветривания возникают и раз-
виваются новые межфазные поверхности. Б.Б.Полынов считал этот про-
цесс значительным и характерным для всей верхней оболочки, естест-
венно обособляющим ее от всей остальной массы, поскольку при разру-
шении и дроблении горных пород меняется форма материи и энергии.
При этом трансформируется, как поглощаемая горными породами кос-
мическая энергия молекулярных сил, присущая твердому состоянию ма-
терии, так и освобождаемая при его разрушении. В результате у продук-
тов выветривания и почвообразования появляется способность вступать в
активные взаимодействия с окружающей средой, поглощая из нее газы,
пары, жидкости и ионы из растворов.
Поглощенные катионы оказывают огромное влияние на почвообразо-
вание (в частности, на подзолистый и солонцовый процессы), на структу-
ру почв и такие важнейшие их свойства, как дисперсность, набухание,
фильтрация, реакция почвенного раствора и др.; именно через поверхно-
стные явления и процессы можно направленно изменять свойства почв и
управлять их плодородием. Изучая влияние состава поглощенных катио-
нов на свойства почв и их плодородие, К.К.Гедройц первым попытался
объяснить эти яв ления на «молекулярно-ионном» уровне (термин пред-
ложен А.А.Роде). К сожалению, эта попытка была односторонней, пото-
му что рассматривались свойства лишь одной из контактирующих фаз ---
почвенного раствора, в то время как свойства поверхности твердой фазы
почвы, ее молекулярные и ионные особенности оставались неизученны-
ми. Изучение этих особенностей межфазных поверхностей раздела и ха-
рактера их взаимодействия, в сущности, и является изучением молеку-
лярно-ионного уровня структуры почвы.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
136
На поверхности раздела твердой, жидкой и газовой фаз почвы прояв-
ляются те же силы, что и при межмолекулярных взаимодействиях в объ-
еме этих фаз.
Это силы Ван-дер-Ваальса, включающие три вида взаимодействий.
Основным из них является дисперсионное взаимодействие, проявляю-
щееся в чистом виде между неполярными молекулами. Дисперсионные
силы возникают вследствие того, что флуктуации электронной плотности
в одном атоме индуцируют подобные флуктуации в соседнем атоме. Ре-
зонанс таких флуктуаций приводит к уменьшению общей энергии систе-
мы, обусловленной притяжением атомов. Очевидно, что такие силы
имеют общий характер и могут возникать между любыми атомами, что и
обусловливает их универсальность. Межмолекулярное дисперсионное
взаимодействие усиливается при наличии у молекул постоянных диполей
ориентационным эффектом, характеризующимся проявлением диполь-
дипольного взаимодействия. Чем больше дипольные моменты взаимо-
действующих молекул, тем больше составляющая ориентационного эф-
фекта. При взаимодействии полярной и неполярной молекул проявляется
индукционный эффект, отражающий усиление притяжения благодаря
тому, что полярная молекула индуцирует диполь в неполярный. Этот
эффект тем сильнее, чем больше поляризуемость молекул.
Оценивая вклад перечисленных эффектов в общую энергию притя-
жения молекул, следует отметить, что доля индукционного эффекта со-
ставляет не более 5%. Доля ориентационного эффекта в значительной
степени зависит от дипольных моментов взаимодействующих молекул,
но даже для молекул с большим дипольным моментом, например для
молекул воды, ориентационный эффект приблизительно равен дисперси-
онной составляющей. Заметную роль и грают водородные связи, но наи-
более значительную --- ионно-электростатическое взаимодействие.
V.1. Методы определения удельной поверхности почв
V.1.1. Геометрический метод
В этом случае используют данные структурного анализа почв. Иссле-
дуемый образец почвы разделяют на фракции и вычисляют их процентное
содержание, пересчитывают его на массовое содержание (m ). Используя
эту величину и плотность частиц ( s) , можно вычислить количество час-
тиц в каждой фракции или пробе исследуемой фракции почвы.
Диаметр каждой фракции (d) усредняют (например, для фракции
0.01-0.005 мм расчет ведется на среднюю величину 0.0075 мм); частицы
фракции приравнивают к правильным многогранникам октаэдру, кубу
или шару. Тогда средний диаметр взятой фракции (d) будет, соответст-
венно, диаметром шара или диагональю основания октаэдра и куба. Вы-
численные величины объемов и удельных поверхностей данных много-
гранников представлены в табл.V.1. Удельная поверхность (S) каждой
фракции вычисляется отдельно.
Глава V. Удельная поверхность почв
137
Пример 1. Для фракции почвы c диаметром частиц d = 0.25-0.05 мм
масса пробы почвы m = 2.5 г; средний диаметр частиц d = 0.15 мм или
0.015 см; плотность частиц почвы s = 2.7 г/см3.
Если принять форму частиц шарообразной, то с учетом, что объем
шара Vш=d3/6, количество частиц в навеске почвы будет равно:
N=m/sVш или N = 6m /sd3.
Подставив числовые значения, получим:
3
6
524274
2.7 3.14 0.015
2.5
N
.
Площадь поверхности шара Sш = 4r2 = d2 = 3.140.0152 см2 =
0.0007065 см2. Отсюда, внешняя поверхность взятой массы почвенной
пробы Sп = 0.0007065 х 524274 =370.4 см2,
Удельная поверхность:
Sуд = 370.4 см2/ 2.5 г = 148.16 см2/г или 0.015 м2/г.
Общая удельная поверхность почвы получается как сумма удельных
поверхностей всех фракций почвы с учетом их содержания в образце:
126
общ
...
100
papb pf
S
, где:
p1, p2, ... p6 -- содержание фракций, %; a,b, ...f -- удельная поверхность
частиц фракций, см2/г .
Таблица V . 1
Изменение поверхности твердой фазы почвы при уменьшении размера ее
фракций (из расчета октаэдрической, кубической и шарообразной формы ее
частиц)
размерфракций ОКТАЭДР
-- 8 граней
КУБ--
6 граней
ШАР--
1 сплошная Средняя Sуд
D;см S=
D23
V=
D3/6 S = 3D2 V=D3/
22
S=
πD2 V=
πD3/6
уд 631
s
S=D
уд 621
ρs
S=D
уд 61
ρs
S=D
из трех дан-
ных фигур
D; мм
средний
см2
м2
см2
м2
см2
м2
см2
м2
1-- 0.5
0.0750 138.6 0.014 113.1 0.011 80 0.008 110.6 0.01
0.5-- 0.25 0.0375 277.1 0.028 226.3 0.023 160 0.016 221.1 0.02
0.25-- 0.10 0.0175 593.9 0.059 484.9 0.048 343 0.034 473.9 0.05
0.10-- 0.05 0.0075 1385.6 0.139 1131.4 0.113 800 0.080 1105.7 0.11
0.05 -- 0.01 0.0030 3464.1 0.346 2828.4 0.283 2000 0.20 2764.2 0.28
0.01-- 0.005 0.00075 13856.4 1.386 11313.7 1.131 8000 0.80 11056.7 1.11
0.005--0.001 0.0003 34641.0 3.464 28284.3 2.828 20000 2.00 27641.8 2.76
≤ 0.001 0.0001 103923.1 10.392 84852.8 8.485 60000 6.00 82925.3 8.29
Примечание. Удельная поверхность единичных многогранников Sуд ,=S/V s [см2/г]
рассчитана при условии, что ρs= 1 г/см3
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
138
За единый параметр расчета объема (V) данных фигур для каждой
фракции почвы был взят условный средний диаметр (D) частиц почвы,
которому равнялись, соответственно, расчетные величины диаметра шара
и диагонали квадратов - стороны куба и центральной плоскости октаэдра.
Для получения размера удельной поверхности исследуемого образца
необходимо выбранную из таблицы величину умножить на отношение
1/ρs, то есть, разделить на плотность, г/см3 или г/м3образца (так как масса
образца m, участвуя в начале -- в числителе и в конце вычисления -- в зна-
менателе взаимно сокращается; см.: «пример вычисления», где m = 2.5 г).
Следует отметить, что данные формулы расчета Sуд многогранников на-
глядно демонстрируют обратную зависимость между величинами по-
верхности частиц и их диаметром, т.е. степенью дробления материала.
Кроме того, рассчитанные величины удельных поверхностей пра-
вильных многогранников можно использовать для качественного сравне-
ния с данными, полученными экспериментальными методами, например,
сорбционными. В этом случае, при расчете полной, внешней и внутрен-
ней поверхностей частиц, степень отклонения экспериментальной общей
удельной поверхности от расчетной дает представление о вкладе внут-
ренней поверхности в общую поверхность образца. Если же взять не-
сколько вариантов образца, например -- каолинит, насыщенный разными
катионами, то эти же отклонения будут свидетельствовать об относи-
тельной занятости общей поверхности катионами
V.1.2. Метод БЭТ (Брунауера, Эммета и Теллера)
Теория полимолекулярной адсорбции, разработанная этими автора-
ми, позволяет по ограниченному числу точек на экспериментальной изо-
терме адсорбции рассчитать емкость монослоя, покрывающего поверх-
ность адсорбента и чистую дифференциальную теплоту адсорбции пер-
вого слоя молекул, характеризующую, скорее качественно, энергию
взаимодействия конкретного адсорбата с поверхностью изучаемого ад-
сорбента.
Анализируя S-образную изотерму десорбции (рис. V.1), они выдели-
ли на ней точку, соответствующую плотному мономолекулярному по-
крытию поверхности адсорбента, и дали следующее уравнение адсорб-
ции воды:
00
11
()mm
PC
P
WPPWCWCP
,
где W -- количество вещества, адсорбированного почвой при относитель-
ном давлении пара P/P0; Wm -- количество воды, покрывающее поверх-
ность частиц мономолекулярным слоем; P -- равновесное давление паров
воды при данной температуре; P0 -- давление паров воды, насыщающих
Глава V. Удельная поверхность почв
139
данное пространство при температуре опыта; С -- константа, характери-
зующая среднюю теплоту адсорбции монослоя, приближенно равная:
1
exp
L
EE
C
RT
, где Е1 -- теплота адсорбции первого монослоя, ЕL --
теплота конденсации, R -- газовая постоянная, Т -- абсолютная температура.
Рис. V.1. Изотерма десорбции паров воды пахотным горизонтом серой лесной
почвы
Обозначив
0
;
()
P
y
WP P
1
mb
WC
;1
m
CK
WC
и
0
,
Px
P
подставим новые обозначения в уравнение ybK
x
. Затем, отложив на
графике по осям ординат:
0
,
()
P
y WPP
и абсцисс:
0
P
xP
, получим
прямую, тангенс угла наклона которой к оси абсцисс дает величину ко-
эффициента
1,
m
C
KWC
а отрезок на оси ординат --
1
m
bWC
.
Решив эти два уравнения с двумя неизвестными -- (Wm) и (C), опреде-
лим их величины. Теперь, зная величину m
W , легко рассчитать полную
уд ельную поверхность почвы по уравнению:
0
A
mNS
SWM
,
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
140
где NA -- число Авогадро, S0 -- площадь, занимаемая одной молекулой ад-
сорбата (в нашем случае воды), M -- молекулярная масса адсорбата ( воды
=18 г). Принимая, что при адсорбции воды происходит гексагональная
упаковка ее молекул, площадь, приходящаяся на одну молекулу воды,
будет равна 10.8 А2= 10.8 10-20 м2; полная эффективная удельная по-
верхность будет равна:
23
20
6.0238 10 10.8 10
3616
18
mm
SW
W
[м2/г], если Wm выражена
в г/г, но если она выражена в процентах, тогда Sпол = Wm 36.16 [м2 /г].
Данное уравнение изотермы БЭТ применяется с хорошим приближе-
нием в области низких относительных давлений: 0.05 P/P0 0.35. При
P/P0 0.05 в полученные результаты вносится искажение, вызванное не-
однородностью п оверхности адсорбента, а при P/P0 0.35 начинает ска-
зываться взаимодействие между адсорбированными молекулами.
Для графического выражения изотермы десорбции паров воды в ко-
ординатах БЭТ, необходимо сначала получить эту изотерму десорбции
для каждого конкретного образца. Методы получения изотермы десорб-
ции воды будут рассмотрены ниже. Но для продолжения рассмотрения
метода БЭТ, возьмем, в качестве примера, результаты определения изо-
термы десорбции паров воды пахотным горизонтом серой лесной почвы,
для которой надо рассчитать Sпол. Полученная экспериментальным путем
зависимость влажности почвы W от относительного давления паров воды
-- Р/Р0 (рис. V.1) дает следующий ряд пары точек:
пример 2
P/P0 0.10 0.15 0.20 0.32 0.45 0.52 0.60 0.65 0.75 0.86 0.98
W,% 1.15 1.48 1.76 2.35 2.91 3.10 3.50 3.71 4.15 4.75 6.57
Для построения изотермы десорбции паров воды в координатах БЭТ
из интервала экспериментальной адсорбционной кривой 0.05 Р/P0 0.35
обычно берут не менее трех точек или три-четыре пары значений, как
выделено выше -- пример 2.
Поскольку известно, что при комнатной температуре, условно при-
нимаемой за t = 20º С, Р0 = 17.54 мм рт.ст., легко рассчитать равновесное
давление пара Р для каждой конкретной точки:
Р1=Р0х0.10=17.540.10=1.75; Р2=17.540.15=2.63;
Р3=17.540.20=3.51; Р4=17.540.32=5.61ммрт.ст.
Глава V. Удельная поверхность почв
141
Переведем выражение влажности почвы W из %% в г/г (г воды на г
почвы) для каждой взятой точки Р/Р0 и получим: W1 = 1.15/100 = 0.015;
W2 = 0.0148; W3 = 0.0176; W4 = 0.0235. Теперь подставим эти значения в
математи ческое выражение «y» из преобразованного уравнения БЭТ и
рассчитаем:
1
1.75
9.6;
0.0115 17.54 1.75
y
2
2.63
11.9;
0.0148 17.54 2.63
y
3
3.51
14.2;
0.0176 17.54 3.51
y
4
5.61
20.0
0.0235 17.54 5.61
y
.
Отложив в системе координат на оси «y» полученные величины y1, y2,
y3 , y4 , а на оси «x», величины соответствующих значений Р/Р0 , получим
четыре точки с координатами: (9.6; 0.10), (11.9; 0.15), (14.2; 0.20) , (20.0;
0.32) и проведем через них прямую (рис. V.2). Пересечение этой прямой с
ординатой дает величину «b», а тангенс угла наклона ее к абсциссе -- ве-
личину «K» из того же преобразованного уравнения БЭТ:
1 4.7;
m
bWC
41
41
12
0
.
0
9
.
6
47.3.
0.32 0.10
m
yy
C
K WCxx
Рис.V.2. Изотерма десорбции паров воды в координатах БЭТ
Соединив эти два выражения, получим: (C --1) 4.7 = 47.3 , откуда С
= 11.1 , а Wm = 0.0192 г/г. Умножение полученной величины монослоя Wm
на коэффициент 3616 дает величину полной удельной поверхности па-
хотного горизонта исследуемой серой лесной почвы:
Sпол = 0.0192 3616 69 м2/г.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
142
Обычно, наряду с полной удельной поверхностью почв -- Sпол , приня-
то выделять внешнюю Sвнеш и внутреннюю Sвнутр поверхности. Первая --
характеризует наружную поверхность почвенных частиц, включая в себя
все выступы и трещины, ширина которых больше их глубины. Вторая --
внутренняя поверхность включает стенки всех трещин и пор, ширина
которых меньше их глубины, а также поверхность невидимых снаружи
внутренних полостей, в которые ведут эти поры. В этих целях, с помо-
щью изотерм сорбции паров воды, используется уравнение Д.М. Фаррера
(Farrar, 1963), который предложил общее содержание воды, адсорбиро-
ванное почвой в диапазоне Р/P0=0.4--0.8, рассматривать как сумму коли-
чества воды, адсорбированной на внешней и внутренней поверхностях.
V.1.3. Уравнение Фаррера
Уравнение для оп исания сорбции паров воды почвенными частицами
в диапазоне относительных давлений паров воды (Р/P0) от 0.4 до 0.8. Это
область формирования полимолекулярного слоя -- того участка на кривой
сорбции, когда влажность почвы (W) начинает линейно расти (обычно
при Р/P0 0.4). Уравнение Фаррера, преобразованное сначала в следую-
щую зависимость:
0
00
11
me
e
ee
e
WC
P
P
WW
i
KP
PP
PCK
обычно используют в виде, полученном после ряда упрощений и допу-
щений:
0
1me
i
e
W
WW
KP
P
,
где (Wm)e -- влажность почвы, соответствующая формированию мономоле-
кулярного слоя на внешней поверхности частиц, i
W -- влажность почвы
при заполнении водой внутренней поверхности ее частиц, e
K -- констан-
та Фаррера, величина которой колеблется от 0.70 до 0.95. От правильного
экспериментального подбора этой константы зависит точность определе-
ния (Wm)e, но поскольку сделать это нередко бывает затруднительно, для
почв дерново-подзолистого ряда, средне- и тяжелосуглинистых, каолини-
тово-гидрослюдистого состава, как показали многочисленные эксперимен-
тальные данные, рекомендовано использовать величину Ке = 0.74.
При помощи последнего уравнения определяется количество воды
me
W , адсорбированное на внешней поверхности, которое, по мнению
А.Д.Воронина (1986), в сущности, представляет собой количество воды,
Глава V. Удельная поверхность почв
143
пошедшее на образование первого слоя поверхности раздела вода-воздух
или внешней поверхности адсорбированной пленки. Поместив на графи-
ке на ординате последовательные значения W (%), соответственно воз-
растающим значениям Р/Р0, а на абсциссе -- величину , равную отноше-
нию:
0
1
1e
KP
P
, получим прямую, пересечение которой с ординатой
дает величину i
W , а тангенс угла ее наклона -- (Wm)e (рис. V.3).
Найдя (Wm)e, легко рассчитать, по приведенной выше формуле,
внешнюю удельную поверхность почвы -- Sе.
Прямолинейность графика зависит от правильно выбранной величи-
ны Ке, поэтому в заданном диапазоне значений Р/Р0 -- от 0.4 до 0.8 на кри-
вой сорбции паров воды почвами необходимы как минимум три экспе-
риментальные точки .
Пример 3. Рассчитать внешнюю и внутреннюю поверхность пахот-
ного горизонта серой лесной почвы на основании приведенных выше
данных изотермы десорбции паров воды (рис. V.1).
В интервале относительных давлений паров воды 0.40 Р/P0 0.80
выберем следующие пары значений:
P/P0 0.10 0.15 0.20 0.32 0.45 0.52 0.60 0.65 0.75 0.86 0.98
W,% 1.15 1.48 1.76 2.35 2.91 3.10 3.50 3.71 4.15 4.75 6.57
Для каждого из выбранных значений Р/P0 рассчитаем величину от-
ношения
0
1
1e
KP
P
при различной величине Ке.
Таблица V . 2
Пример экспериментальных данных для подбора величины Ке
Ке
Р/P0
0.52
0.60
0.65
0.75
0.70
1.57
1.72
1.83
2.1
0.72
1.6
1.76
1.88
2.17
0.74
1.62
1.8
1.93
2.25
0.76
1.65
1.84
1.98
2.33
0.78
1.68
1.88
2.03
2.41
0.80
1.71
1.92
2.08
2.5
...
и
так
далее
...
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
144
Для последующего расчета (Wm)e берем то значение Ке, при котором
изотерма десорбции паров воды в координатах Фаррера: ордината --
влажность почвы W, % при разных относительных давлениях Р/P0; абс-
цисса -- соответствующее отношение
0
1
1e
KP
P
, имеет прямолинейный
вид.В рассматриваемом случае прямая получается при Ке = 0.76 , как вид-
но на приведенном ниже рисунке V.3. Тангенс угла наклона полученной
прямой вычисляется как следующее отношение:
21
00
21
11
11
ee
WW
KP
PKP
P
и дает величину мономолекулярного слоя, составляющего внешнюю
поверхность адсорбированной пленки воды (Wm)e. Для облегчения расче-
та удобно подобрать значение знаменателя таким образом, чтобы он рав-
нялся единице. Тогда, получив разность (W2 -- W1), получим численное
значение (Wm)e = 1.27 %.
Рис.V.3. Изотерма десорбции паров воды в координатах Фаррера как пример
правильного подбора Ке
Разность между величиной монослоя воды, покрывающего полную
поверхность почвы, и величиной монослоя, покрывающего только внеш-
Глава V. Удельная поверхность почв
145
нюю поверхность, дает представление о величине монослоя воды, распо-
ложенного на внутренней поверхности почвенных частиц
mi
W:
mi
W=
m
W -- (Wm)e =1.92--1.27 = 0.65 % .
Сумма величин m
W и (Wm)e соответствует количеству воды Wa , при
котором заканчивается формирование поверхности раздела между жид-
кой и газовой фазами почвы и образуется пленка:
Wa=
m
W +(Wm)e =1.92+1.27=3.19%.
Теперь, зная величины монослоев (Wm)e и
mi
W , по заключительной
формуле БЭТ легко рассчитать соответствующие им -- внешнюю и внут-
реннюю -- эффективные удельные поверхности почвы:
Sвнеш = 1.27 36.16 46 м2/г.
Sвнутр = 0.65 36.16 23 м2/г.
В основе всех вышеприведенных расчетов лежат данные изотермы
десорбции. Значит, на самом деле, начинать работу надо с ее построения,
предварительно выбрав метод.
V.1.4. Физически обоснованное уравнение сорбции паров воды
почвами (уравнение Харитоновой)
Единое математическое выражение связи содержания адсорбирован-
ной воды в почве и равновесного давления водяного пара в адсорбцион-
ной области (в области P/P0 от величин 0.1 до 0.98--0.99) крайне важно
при изучении термодинамики сорбции паров воды почвами и диффузии
водяного пара в почвах. Уравнение связи содержания адсорбированной
воды в почве и равновесного давления водяного пара в указанной облас-
ти P/P0 может быть найдено путем подбора эмпирического уравнения на
основе точных экспериментальных измерений. Однако подобные уравне-
ния, полезные и необходимые для «свертки информации» и краткого вы-
ражения опытн ых данных, очень мало говорят о природе самого адсорб-
ционного процесса. Уравнения совершенно различного вида могут при
надлежащем подборе констант служить хорошими интерполяционными
формулами для одного и того же отрезка кривой. Как в свою очередь и
численное совпадение между экспериментально полученными изотерма-
ми адсорбции и изотермами, начерченными по тому или иному теорети-
ческому уравнению при соответствующем подборе входящих в него кон-
стант, еще не может рассматриваться как решающий аргумент в пользу
справедливости теории. Константы должны представлять собой совер-
шенно определенные независимо измеряемые физические величины
(Брунауэр, 1948).
Моделирование естественных процессов предполагает упрощение
описываемой системы и механизмов взаимодействия фаз, определяющих
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
146
состояние системы. Любая математическая модель имеет право на суще-
ствование, если, во-первых, в ней строго оговариваются допущения, ос-
новные положения и ограничения и, во-вторых, полученные эксперимен-
тальные данные не противоречат выводам модели. Определим допуще-
ния, основные положения и ограничения предложенной модели взаимо-
действия сорбента (твердая фаза почвы + адсорбированная влага) с пара-
ми воды в адсорбционной области основной гидрофизической характери-
стики (ОГХ).
При рассмотрении адсорбционного взаимодействия паров воды с
твердой фазой почв (условия изотермические) нами приняты следующие
допущения.
1. Не разделяются взаимодействия твердая фаза -- газ (активные цен-
тры поверхности почвенных частиц -- вода в газовой фазе) и жидкость --
газ (адсорбционные полимолекулярные пленки -- вода в газовой фазе),
поскольку в обоих случаях взаимодействие происходит на поверхности
раздела фаз и при прочих равных условиях определяется свойствами по-
верхности твердой фазы.
2. Принимается, что относительное давление паров воды обратно
пропорционально «среднему (равновесному) эффективному расстоянию»
между взаимодействующими молекулами газовой фазы и молекулами
поверхности сорбента (активные центры поверхности почвенных частиц
-- вода в газовой фазе, молекулы адсорбционных полимолекулярных пле-
нок -- вода в газовой фазе). Чем выше относительное давление паров во-
ды и больше, соответственно, содержание воды в газовой фазе, тем
меньше среднее эффективное (равновесное) расстояние между взаимо-
действующими молекулами газовой фазы и молекулами поверхности.
Справедливость такого допущения не является очевидной, однако обос-
нованием для такого допущения может служить способ получения изо-
терм: каждой экспериментальной точке на изотерме соответствует равно-
весное для данного относительного давления паров воды содержание
почвенной влаги, кинетика процесса при таком подходе не учитывается.
Такой подход к рассмотрению природы взаимодействия паров воды с
твердой фазой почв, моделирование и статистический анализ его резуль-
татов позволили предложить уравнение связи содержания адсорбирован-
ной воды в почве и равновесного давления водяного пара в адсорбцион-
ной области ОГХ. При адсорбции зависимость влажности от относитель-
ного давления паров воды в интервале 0.1≤P/P0≤0.98 для широкого ряда
почв (основные типы почв европейской части России) адекватно описы-
вается уравнением
63
000
() ()
PPP
WABCD
PPP
(V.1)
со средним коэффициентом детерминации R2=0.99, где W -- влажность, %
от веса сухой почвы, A, B, C и D -- расчетные коэффициенты. Коэффици-
Глава V. Удельная поверхность почв
147
ент D определяет количество прочно связанной воды, которая сорбирует-
ся на первых этапах сорбции и далее не участвует в физической адсорб-
ции. Первый член уравнения -- (P/P0)6 учитывает вклад в изменение внут-
ренней энергии сорбента энергии дисперсионных сил, второй -- (P/P0)3 --
энергии ориентационных сил и образования водородных связей, а третий
-- (P/P0) -- энергии центральных сил, величина которых обратна квадрату
расстояния между взаимодействующими частицами.
Ограничения модели. Модель работает для сорбентов, характери-
зующихся изотермами адсорбции S-типа. S-образные или сигмоидные
изотермы выпуклы в области малых давлений, в области высоких давле-
ний вогнуты, а в промежуточной области характеризуются линейным
участком, длина и наклон которого зависят от природы адсорбента и ад-
сорбируемого вещества, а также от температуры (Brunauer et. al., 1940).
Изотермы адсорбции водяного пара большинства почв представлены
изотермами именно S-типа (Комаров, 1977).
Главные положения принятой нами модели основаны на известных
качественных положениях теории межмолекулярных сил (цит. по Жухо-
вицкий, Шварцман, 1963). Согласно этой теории энергия взаимодействия
молекул сорбата и сорбента складывается из энергии дисперсионных,
ориентационных и индукционных сил. Энергия дисперсионных сил об-
ратно пропорциональна шестой степени расстояния между молекулами,
это силы Лондона. Энергия ориентационных сил определяется диполь-
дипольным взаимодействием молекул и при нормальных условиях об-
ратно пропорциональна расстоянию между молекулами в третьей степе-
ни. Поскольку извест
но, что водородная связь определяется диполь
-
дипольным взаимодействием, поэтому участие водородной связи в меж-
молекулярном взаимодействии на поверхности раздела фаз в модели учи-
тывается с ориентационными силами. Вклад индукцион ных сил в общую
энергию взаимодействия не превышает 4%, следовательно, их можно не
принимать во внимание.
Уравнение (V.1), связывающее содержание адсорбированной воды в
почве и относительное давление паров воды, есть результат допущений и
положений предлагаемой модели (замена параметра энергии взаимодей-
ствия между частицами на относительное содержание воды W в процен-
тах от массы и замена величины обратной расстоянию между молекула-
ми на относительное давление паров воды).
Рассмотрим константы уравнения или параметры модели. Напомним,
что константы должны представлять собой совершенно определенные
независимо измеряемые физические величины (Брунауэр, 1948). Уравне-
ние (1) содержит четыре константы, определить которые в отдельно по-
ставленном эксперименте представляется невозможным. Рассмотрим
вероятность существования ассоциированного к базовому (1) полинома с
минимальным числом констант (независимо измеряемых физических
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
148
величин), описывающего изотермы адсорбции паров воды почвами в ин-
тервале 0.1 ≤ P/P0≤ 0.98.
Объектами исследования послужили дерново-сильноподзолистая
почва (Московская область), чернозем обыкновенный (Курская область),
каштановая почва и солонец среднестолбчатый (Волгоградская область).
Изотермы адсорбции водяного пара получены методом сорбционного
равновесия (образцы исходно воздушно-сухие) при температуре 20оС
(±0.1оС) по 12 экспериментальным точкам над насыщенными растворами
солей и растворами серной кислоты заданной концентрации в интервале
относительных давлений водяного пара 0.101≤ P/P0≤ 0.978. Для исследо-
вания образцы пропускали через сито 1 мм, т.е. в эксперименте опреде-
лялись адсорбционные свойства совокупности микроагрегатов и элемен-
тарных почвенных частиц с размерами ≤ 1 мм. Максимальная гигроско-
пическая влажность Wмг образцов определялась как конечная точка изо-
терм адсорбции при P/P0=0.98 и параллельно по сорбции паров воды ис-
ходными воздушно-сухими образцами над насыщенным раствором
K2SO4. Для отдельных образцов дополнительно были получены изотермы
сорбции в цикле «десорбция-адсорбция» (сокращенная схема -- девять
экспериментальных точек в интервале 0.101≤ P/P0≤0.978).
Данные расчетов коэффициентов уравнения (1) для изотерм адсорб-
ции исследованных почв сведены в табл. V.3. Анализ данных показал,
что в первом приближении коэффициенты A, B и C уравнения (1) практи-
чески совпадают А │В│ С. Положим А=│В│= С, тогда с учетом знака
коэффициента В уравнение (1) преобразуется в
63
000
PPP
WA
B
PPP
(V.2)
Известно, что два полинома f(x) и g(x) являются ассоциированными,
f(x) ~ g(x),если f(x)/g(x) есть единица или, то же самое, если f(x)/g(x) и
g(x)/f(x) оба целые. Условие f(x) ~ g(x) есть необходимое и достаточное
условие для того, чтобы f(x) и g(x) имели одно и то же содержание. Ассо-
циированные полиномы в конечном счете рассматриваются как равные
(Вейль, 1947).
Достоверность функциональной зависимости W=A(P/P0)6+
+B(P/P0)3+C(P/P0)+D для исследуемых почв в интервале 0,1≤ P/P0≤0,98
была установлена ранее (Харитонова и др., 2001). Для оценки достовер-
ности существования в этом интервале функциональной зависимости
типа W=A(P/P0)6-(P/P0)3+(P/P0)+B (табл. V.4) проведем полный стати-
стический анализ линейной регрессии (табл. V.5).
Как следует из данных табл. V.5, изотермы адсорбции исследуемых
почв описываются уравнением (V.2) достоверно. Статистическая значи-
мость регрессии проверялась по критерию Фишера Freg=s2R/s2ост , где s2R --
дисперсия, обусловленная регрессией, s2ост -- остаточная дисперсия
(Химмельблау, 1973). F-критерий для регрессии варьировал в интервале
Глава V. Удельная поверхность почв
149
800-3100, что много больше, чем Fтаб = 3.76 (α = 0.05, уровень значимо-
сти, принятый в работе).
Таблица V .3
Константы уравнения (V.1), рассчитанные по экспериментальным точкам
Горизонт,
глубина, см
A
B
C
D
Wмг ,%
Дерново-сильноподзолистая почва
Ad 0-2
4.96
-4.73
4.91
0.42
5.35
A1 2-10
3.34
-3.25
3.25
0.37
3.57
A1A2 12-20 1.97
-1.67
2.00
0.19
2.40
A2 25-35
1.46
-1.38
1.39
0.07
1.45
B 70-80
6.22
-7.23
7.67
0.36
6.63
Чернозем обыкновенный
Ad 0-2
11.47
-12.06
12.65
0.41
11.80
A1 20-30
10.30
-11.06
12.10
1.37
12.04
B1 50-60
9.59
-11.04
11.73
0.18
9.88
B2 85-95
10.20
-11.72
10.93
-0.10
8.78
B3 130-140 9.98
-11.49
10.58
-0.07
8.46
Каштановая почва
A 5-15
5.92
-6.03
6.93
0.76
6.91
B1 21-31
8.02
-9.19
9.40
0.61
8.33
B2 35-45
9.15
-10.17
8.57
0.32
7.40
C1 55-65
9.90
-9.77
8.15
0.00
7.85
C3 172-182 5.81
-4.68
6.68
0.16
7.58
Солонец среднестолбчатый
A 0-10
4.73
-5.21
5.70
0.44
5.39
B1 15-25
10.97
-12.71
12.24
0.57
10.35
B2 30-40
10.27
-10.61
9.59
-0.07
8.65
C1 50-60
7.19
-8.31
7.50
0.14
6.09
C3 172-182 7.69
-8.22
8.17
0.09
7.31
Примечание. Wмг -- максимальная гигроскопическая влажность в весовых
процентах.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
150
Таблица V .4
Константы уравнения (2), рассчитанные по экспериментальным точкам
Горизонт,
глубина, см
A
B
R2
SW
Дерново-сильноподзолистая почва
Ad 0-2
5.20
0.36
0.992
0.12
A1 2-10
3.35
0.34
0.991
0.08
A1A2 12-20
2.40
0.11
0.990
0.06
A2 25-35
1.48
0.05
0.996
0.03
B 70-80
6.66
0.65
0.991
0.17
Чернозем обыкновенный
Ad 0-2
12.14
0.59
0.997
0.18
A1 20-30
11.48
1.61
0.996
0.19
B1 50-60
10.28
0.60
0.992
0.24
B2 85-95
9.12
0.31
0.994
0.19
B3 130-140
8.75
0.33
0.994
0.18
Каштановая почва
A 5-15
6.99
0.82
0.990
0.18
B1 21-31
8.17
0.94
0.993
0.17
B2 35-45
7.14
0.56
0.991
0.18
C1 55-65
7.96
0.00
0.987
0.24
C3 172-182
8.31
0.00
0.992
0.19
Солонец среднестолбчатый
A 0-10
5.28
0.58
0.993
0.12
B1 15-25
10.24
1.05
0.990
0.27
B2 30-40
9.01
0.00
0.995
0.16
C1 50-60
6.12
0.43
0.994
0.12
C3 172-182
7.56
0.24
0.996
0.13
Примечание. R2 -- коэффициент детерминации, SW -- стандартная ошибка оп-
ределения влажности.
Адекватность модели или требование, чтобы точность предсказания
была сравнима с ошибкой опыта, проверялась по критерию Фишера Fад=
s2ост/ s2{y}. Остаточная дисперсия рассчитана по формуле:
22
1/
N
ост
i
i
sy
f
,
Глава V. Удельная поверхность почв
151
где f=N-(k+1) -- число степеней свободы, N -- число экспериментальных
точек, k -- число факторов модели. Дисперсия воспроизводимости s2{y} для
адсорбции и десорбции получена из предварительных экспериментов.
Однородность дисперсий проверена по критерию Кохрена:
Таблица V .5
Сравнительный статистический анализ уравнений адсорбции паров воды
почвами W= A (P/P0)6 + B(P/P0)3 + C(P/P0)+D (I) и W=A (P/P0)6 - (P/P0)3+(P/P0) +B (II)
Показатель
I
II
Freg
300-3200
800-3100
Fад
0.45
0.93
|κ|
0.32
0.38
|t1|
0.17
0.24
t2
0.19
0.27
tA
9.62
38.78
|tB|
7.16
5.74
tC
13.93
--
tD
2.66
--
R2
0.998
0.993
SW
0.12
0.16
Примечание. Freg, Fад -- критерий Фишера для регрессии и адекватности, со-
ответственно, при уровне значимости α = 0,05 и соответствующих степенях сво-
боды f1 и f2, κ -- коэффициент автокорреляции, t1 и t2 -- t-статистика параметров
уравнения = a2y+a1, где -- погрешность расчета, y -- измеренные величины
влажности.
2
кр
2
u
u
y
y
s
Gm
a
xG
s
. Величина Fад, рассчитанная для изотерм ад-
сорбции, меньше Fтаб (F0.95 = 3.76), следовательно, для исследуемых почв
уравнение (V.2) адекватно описывает процесс адсорбции.
Форма кривых адсорбции W(P/P0), рассчитанных по уравнению (V.2),
в интервале относительных давлений водяного пара 0.1≤ P/P0≤0.98 сов-
падает с формой графиков измеренной зависимости. Показатель │κ│,
коэффициент автокорреляции, меньше критического значения κкр (Па-
чепский, 1992). Для всех полученных изотерм систематическая погреш-
ность модели незначима -- показатель t1 меньше табулированных значе-
ний t0,05. Зависимость погрешности модели Δ= yY
( y -- измеренные, Y
-- расчетные значения влажности) от величины функции отклика отсутст-
вует -- показатель t2 также меньше табулированных значений t0.05.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
152
Высокие значения коэффициента детерминации R2 (R2ср= 0.993) адек-
ватной модели свидетельствуют о практически полном совпадении для
исследуемых почв экспериментальных и расчетных данных влажности и
достоверности функциональной зависимости W(P/P0), определяемой в
интервале 0.1 ≤P/P0≤ 0.98 формулой W=A(P/P0)6-(P/P0)3+(P/P0)+B. Ста-
тистическую значимость вклада в модель суммы факторов (P/P0)6, (P/P0)3
и (P/P0) подтверждает величина t-критерия (tA>t0.95).
Таким образом, в рассматриваемом интервале x, где x -- P/P0 или от-
носительное давление паров воды, W(x) = f(x) и W(x) = g(x) , следователь-
но, в интервале 0.1≤ P/P0≤0.98 два полинома f(x) и g(x) являются ассо-
циированными, f(x) ~ g(x), то есть имеют одно и то же содержание (уро-
вень значимости α = 0.05). Поскольку, как и в исходной модели, уравнение
(V.2) учитывает дисперсионное взаимодействие адсорбата и адсорбента --
фактор (P/P0)6, ориентационное взаимодействие -- фактор (P/P0)3, и цен-
тральное или «гравитационное » взаимодействие -- фактор (P/P0), следова-
тельно, факторное пространство исходной модели (V.1) сохраняется.
Согласно данным табл. V.5, уравнение (V.2) по сравнению с уравне-
нием (V.1) несколько хуже описывает изотермы адсорбции: коэффициент
детерминации R2 н
и
ж
е (0.993 и 0.998, с
о
о
т
в
е
т
с
т
в
е
н
н
о), с
т
а
ндарт
н
а
я
ошибка определения влажности SW выше (0.16 и 0.12, соответственно).
Однако статистическая значимость суммы факторов (P/P0)6, (P/P0)3 и
(P/P0) из уравнения (V.2) много выше, чем статистическая значимость
этих же факторов из уравнения (V.1) в отдельности. Известно, что стати-
стически значимые коэффициенты при переменных указывают на силу
влияние фактора: чем больше численная величина коэффициента, тем
большее влияние оказывает фактор на функцию отклика. Кроме того, как
свидетельствуют данные табл. V.4, для исследуемых почв величина ко-
эффициента A уравнения (V.2) практически совпадает с максимальной
гигроскопической влажностью Wмг или W0.98. Как показали расчеты, при
уровне значимости α = 0.05 коэффициент А из уравнения (V.2) численно
равен величине Wмг. Согласно статистической проверке величина A--Wмг
меньше критически значимой разности Δ, 0.07 и 0.18 соответственно
(
121
2
1.96 ( )/
snn n
n
, где s -- дисперсия, n1 и n2 -число определений).
Таким образом, константа A из уравнения (V.2) представляет собой
совершенно определенную независимо измеряемую физи ческую величи-
ну -- максимальную гигроскопическую влажность Wмг, которая относится
к числу почвенно-гидрологических констант (Ми чурин, 1975).
Как показали расчеты, константа B из уравнения (V.2) изменяется в
пределах от 0 до 1.6 единиц влажности. Для трех из двадцати рассмот-
ренных образцов B≤0, причем для этих образцов коэффициент B по абсо-
лютной величине не превышал стандартной ошибки определения влаж-
ности │B│<SW , следовательно, область определения константы W ≥ 0.
По-видимому, величина B определяет количество «иммобилизованной»
Глава V. Удельная поверхность почв
153
воды, которая связана с наиболее активной частью адсорбирующей по-
верхности, сорбируется на первых этапах адсорбции (0≤ P/P0≤ 0.05) и
далее не участвует в физической адсорбции (Brunauer et. al., 1938).
Для сохранения единства обозначений назовем коэффициент В остаточ-
ной влажностью или Wост.
Если мы пронормируем влажность (W--Wост)/Wмг и обозначим ее y, за
переменную величину x примем относительное давление P/P0 (x = P/P0),
то согласно уравнению (V.2) получим уравнение связи нормированной
влажности и относительного давления паров воды
y=x6--x3+x
(V.3)
и обобщенную изотерму адсорбции паров воды почвами (кривая L) в аф-
финных координатах (рис. V.4). Отклонение от линейности (y = x, прямая
l1) зависимости определяется функцией f(x) = │x6--x3│(кривая l2), и в ин-
тервале 0≤x≤1 достигает максимума при
31/2
x
.
Рис. V.4. Обобщенная изотерма адсорбции водяного пара почвами (кривая L) в
аффинных координатах (x, y): x - относительное давление паров воды; y - норми-
рованная влажность; y = (W--Wост)/Wмг. L(x) = x6-- x3+ x, l1(x) = x; l2(x) = |x6 -- x3|.
Прямая l3(x) = ax+b характеризует линейную область адсорбции. Остальные по-
яснения даны в тексте.
Ранее было показано (Харитонова, Витязев, 2000; Харитонова и др.,
2001; Харитонова и др., 2003), что зависимость влажности от относи-
тельного давления паров воды W = f(P/P0) вида (1) имеет сингулярные
точки A, B и С при соответствующих значениях относительного давления
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
154
водяного пара
3 /20
A
xB
A
,
3/5
B
xB
A
и
3/2
C
xB
A
,гдеA,Bи
C -- коэффициенты уравнения (1). Сингулярная точка A при P/P0 = xA ха-
рактеризует перегиб функции влагоемкости сорбента V(P/P0), определяе-
мой как V = dW/d(P/P0). При P/P0 = xB отмечается минимум функции
V(P/P0), при P/P0= xC функция V(P/P0) принимает значение, равное коэф-
фициенту C. Влажность при xC с доверительной вероятностью p=0.95
численно равна удвоенной влажности монослоя Wi по Фаррэру. Согласно
уравнениям (V.2) и (V.3), зависимость как исходной, так и нормирован-
ной влажности от относительного давления также имеет сингулярные
точкиA,BиCпри
31/20
A
x
0.368,
3 1/5
B
x
0.585 и
31/2
C
x
0.794. В исходн ых координатах (P/P0, W) дифференциальная влагоем-
кость V = f(P/P0) при данных относительных давлениях составляет
0.63Wмг, 0.38 Wмг и Wмг соответственно. То есть мы получили дополни-
тельное доказательство сингулярности точки C. При P/P0 = xC отклонение
от линейности изотерм адсорбции достигает максимума, дифференци-
альная влагоемкость V при данном относительном давлении численно
равна величине максимальной гигроскопической влажности Wмг.
Таким образом, рассчитанные по уравнению (V.3) значения величин
P/P0 сингулярных точек изотерм A, B и C близки к физически обоснованным:
а) верхняя граница P/P0 применимости уравнения БЭТ (Brunauer et.
al., 1938) (P/P0 =xA),
b) относительное давление, при котором заканчивается образование
адсорбционной пленки Wac (Воронин, 1986) (P/P0 =xB) и
c) относительное давление по Андрианову (1946), при котором теп-
лота адсорбции равна нулю (P/P0=xC).
Численные значения величин xA, xB и xC из уравнения (V.3) не зависят
от величин Wмг и Wост, что, по-видимому, задается исходно условиями
проведения эксперимента -- изотермы получены для образцов с размером
частиц (совокупность микроагрегатов и элементарных почвенных час-
тиц) ≤ 1мм. Следует напомнить ограничения применимости уравнений
(V.1) -- (V.3). Первое. Уравнения получены и достоверность их доказана
только для образцов, подготовленн ых для анализа по стандартной мето-
дике (просеяны через сито 1 мм). Правомочность использования данных
уравнений для адсорбентов с другим размером частиц требует дополни-
тельной проверки. Почвенные частицы другого размера при адсорбции
могут иметь другую фрактальную размерность, соответственно другое
фазовое пространство (Кроновер, 2000; Методы
, 2000), и, следователь-
но, отличную от уравнений (V.1) -- (V.3) форму зависимости W = f(P/P0)
(Манучаров и др., 1998). Второе, не менее важное ограничение. Уравне-
ния (V.2) и (V.3) описывают изотермы адсорбции паров воды исходно
воздушно-сухих почвенных образцов. Как показал дополнительный экс-
перимент (образцы основных горизонтов профиля каштановой почвы
и солонца среднестолбчатого), изотермы адсорбции, полученные в цикле
Глава V. Удельная поверхность почв
155
«десорбция-адсорбция», достоверно и адекватно описываются уравнени-
ем (V.1). Однако в связи с гистерезисными явлениями (Чайлдс, 1973)
сходство измеренной и рассчитанной по уравнению (V.2) кривых адсорб-
ции нарушается, то есть предсказания модели (V.2) качественно отлича-
ются от экспериментального хода кривой (Харитонова и др., 2003).
Таким образом, анализ базовой модели адсорбции паров воды почва-
ми W = A(P/P0)6+ B(P/P0)3+C(P/P0)+D показал, что адсорбция исходно
воздушно-сухих образцов описывается в интервале 0.1≤ P/P0≤0.98 поли-
номом W = Wмг(P/P0)6 - (P/P0)3+(P/P0)+ Wост. При этом параметр Wмг или
максимальная гигроскопическая влажность -- совершенно определенный
независимо измеряемый физический параметр, Wост -- остаточная влаж-
ность. Полную изотерму адсорбции исходно воздушно-сухих образцов
можно получить согласно модели W = Wмг (P/P0)6-(P/P0)3+(P/P0)+ Wост
по трем экспериментальным точкам: одна точка из интервала 0<P/P0<0.3,
вторая -- 0.464<P/P0<0.732, в качестве третьей точки используется Wмг
(при P/P0= 0.98).
Если вернуться к допущению модели номер 2 (относительное давле-
ние паров воды обратно пропорционально среднему эффективному рас-
стоянию между взаимодействующими молекулами газовой фазы и моле-
кулами поверхности сорбента), и определению влажности W (влажность
-- это относительное содержание влаги в единице массы твердой фазы),
тогда в первом приближении (в условных единицах координат P/P0 --W)
выражение (V.1) будет определять напряженность поля адсорбционных
сил, создаваемого на поверхности адсорбента взаимодействием адсор-
бент-адсорбат. Первый член (P/P0)7 выражения (V.1) учитывает вклад
дисперсионных сил, второй (P/P0)4 -- ориентационных сил и образования
водородных связей, а третий (P/P0)2 -- гравитационных или центральных
сил. Последний член выражения, по-видимому, отражает вклад прочно
связанной (на 1-м этапе адсорбции) воды как гиперактивных центров
поверхности (Витязев и др., 2002).
Таким образом, качественный подход к рассмотрению природы
взаимодействия паров воды с твердой фазой почв, моделирование и ста-
тистический анализ его результатов позволили предложить уравнение
связи содержания адсорбированной воды в почве и равновесного давле-
ния водяного пара в адсорбционной области ОГХ. При адсорбции зави-
симость влажности от относительного давления паров воды в интервале
0.1≤P/P0≤0.98 для широкого ряда почв (основные типы почв европейской
части России) адекватно описывается уравнением
W = Wмг [(P/P0)6 -- (P/P0)3 + (P/P0)] + Wост
со средним коэффициентом детерминации R2=0.99. Wмг -- максимальная
гигроскопическая влажность, Wост -- величина, определяющая количество
«иммобилизованной» воды, которая связана с наиболее активной частью
адсорбирующей поверхности, сорбируется на первых этапах адсорбции
(0≤ P/P0≤ 0.05) и далее не участвует в физической адсорбции.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
156
V.2. Методы определения изотермы десорбции
V.2.1. Гигроскопический (метод сорбционного равновесия)
Это один из наиболее известных, простых и широко применяемых
методов. Определение изотерм десорбции паров воды удобно проводить
гравиметрически, путем взвешивания образцов почвы на аналитических
весах. Гравиметрические методы применяют в тех случаях, когда сорб-
ционные измерения проводятся при температурах воздуха, близких к
комнатной (20оС), а в качестве адсорбентов используются вещества с
низким давлением насыщенного пара, например, такие как вода. Целесо-
образно п од обрать ряд специфически х величин относительных давлений,
позволяющих найти на изотермах характерные точки перегиба. Такими
величинами может быть следующий ряд относительных давлений (Р/Р0)
паров воды: 0.15; 0.20; 0.325; 0.52; 0.675; 0.795; 0.87; 0.93; 0.98, которые
создаются при комнатной температуре над растворами серной кислоты со
следующими плотностями, соответственно: 1.529; 1.485; 1.423; 1.318;
1.260; 1.205; 1.165; 1.110; 1.050. Для более подробной градации величин
Р/Р0 лучше использовать насыщенные растворы солей, последователь-
ный ряд которых приведен в таблице V.6.
Ход экспериментального определения изотермы десорбции начина-
ется с того, что в предварительно оттарированные (вымытые и высуши-
ванием при 105оС доведенные до постоянного веса) стеклянные бюксы, с
как можно более широким дном, берутся навески воздушно-сухого поч-
венного образца. Обязательно, как минимум, в 3-х повторностях. Масса
навески задается гранулометрическим составом почвы: чем тяжелее поч-
ва по гранулометрическому составу, тем меньше масса навески (но не
меньше 2 г), и объемом, который займет навеска на дне бюкса, а значит,
диаметром дна бюкса -- чем он шире, тем слой почвы будет тоньше, а
поверхность контакта больше. Следовательно, насыщение парами воды и
установление равновесия при каждом Р/Р0 будет происходить полнее и
быстрее. Поэтому для проведения экспериментального определения изо-
термы десорбции образцов желательно использовать бюксы с возможно
большим диаметром дна, позволяющим взять репрезентативную навеску,
обеспечивающую достаточную точность измерения влажности. В лабора-
торном практикуме рекомендуется обычно брать навески почвы массой
3-4 г для суглинистых образцов и 5-7 г -- для супесей и песков. В подго-
товленные бюксы берут навески почвы в 3х и более повторностях. По-
скольку определяется изотерма десорбции, сначала необходимо провести
насыщение взятых образцов над водой. Для этого все бюксы с образцами
помещают в атмосферу, насыщенную парами воды, которая создается в
закрытых камерах над поверхностью воды. Такими камерами могут слу-
жить эксикаторы с притертой крышкой и налитой на дно водой. Чтобы
насыщение проходило быстрее, площадь поверхности воды должна быть
как можно больше.
Глава V. Удельная поверхность почв
157
Таблица V.6
Относительные давления (Р/Р0) паров воды над насыщенными растворами
различных электролитов при 20 С
Раствор
P/P0
Раствор
Р/Р0
NaOH H2O
0.07
Mg(CH3COO)2 4H2O
0.65
KOH 2H2O
0.092
NaNO2
0.66
ZnCl2
0.10
NaCl
0.75
LiCl H2O
0.12
NaNO3
0.75
LiCl
0.15
Na(CH3COO)2 2H2O
0.76
CaJ2 6H2O
0.155
NH4Cl
0.79
CaBr2 6H2O
0.19
(NH4)2SO4
0.81
K(CH3COO)
0.20
KBr
0.84
CaCl2 6H2O
0.32
KCl
0.86
MgBr2 6H2O
0.324
KHSO4
0.86
MgCl2 6H2O
0.332
K2CrO4
0.88
CrO3
0.35
Na2CO3 10H2O
0.91
Zn(NO3)2 6H2O
0.42
K2HPO4
0.92
NaJ 2H2O
0.446
NaBrO3
0.92
K2CO3 2H2O
0.45
NH4H2PO4
0.93
KNO2
0.45
Na2SO4 10H2O
0.94
NaHSO4 H2O
0.50
(NH4)3PO4 12H2O
0.95
Na2Cr2O7 2H2O
0.52
Na2HPO4
0.95
Mg(NО3)2 6H2O
0.529
Na2SO3 7H2O
0.95
Ca(NО3)2 4H2O
0.55
K2SO4
0.98
NaBr 2H2O
0.58
Pb(NO3)2
0.98
NH4NO3
0.65
Ba(NO3)2
0.985
Кроме того, в эксикаторе желательно создавать разрежение до 0.8-1
атм. С этой целью вместо эксикаторов лучше использовать вакуумные
шкафы, в которых на нижнюю полку устанавливается широкий и пло-
ский сосуд с водой, а на верхнюю -- взвешенные и открытые бюксы с
опытными образцами, после чего в шкафу создается разрежение. Для
ускорения процесса насыщения почвы, перед помещением бюксов в ва-
куумный шкаф или эксикатор поверхность образцов слегка опрыскивают
водой из пульверизатора до характерного момента образования увлаж-
ненных комочков. Эта стадия увлажнения гарантирует определение кри-
вой десорбции паров воды, т.е. кривой сорбции в режиме иссушения.
Бюксы с почвой выдерживают в атмосфере, насыщенной парами во-
ды, до тех пор, пока их масса практически прекратит увеличиваться, и
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
158
значит будет достигнут уровень насыщения почвенных образцов доста-
точный для определения десорбционной ветви сорбционной кривой.
Обычно на эту операцию уходит около месяца. В течение этого периода
бюксы периодически, предварительно быстро закрыв, осторожно выни-
мают и взвешивают на аналитических весах с точностью до 0.0001 г.
После завершения насыщения над водой можно приступать к опреде-
лению десорбции паров воды, для чего производится (в зависимости от
возможностей) одна из двух процедур:
а) бюксы с образцами переставляются последовательно в ряд эксика-
торов, в которых различные величины Р/Р0 создаются с помощью насы-
щенных растворов солей или растворов серной кислоты разной плотности;
б) в этом же эксикаторе или, что намного удобнее, в вакуумном шка-
фу просто производится последовательная замена выбранных растворов.
Равновесие при каждом Р/Р0 устанавливается довольно продолжи-
тельное время -- не менее 2-х недель, а с глинистыми образцами еще
дольше. Поэтому проведение данного определения по классической ме-
тодике не всегда возможно, в частности -- для студенческого практикума.
В этом случае можно использовать несколько модифицированную мето-
дику определения изотермы десорбции, которая, как показали специаль-
но проведенные исследования, не снижает адекватность и точность про-
водимых измерений влажности.
По модифицированной методике из одного опытного образца почвы
берется не одна, а сразу несколько проб, -- каждая в трех повторностях.
Тогда, если намечено, например, восемь точек с разными величинами
Р/Р0, то навесок будет: 3 8 = 24. Сначала все 24 навески ставят над во-
дой для насыщения. Когда процесс насыщения закончится, их расстав-
ляют -- по 3 бюкса в эксикаторы с выбранными растворами, создающими
заданную величину Р/Р0 . В практикуме студентам обычно рекомендуют
использовать пять значений Р/Р0 : 0.98; 0.86; 0.52; 0.32; 0.15. Навески вы-
держивают в эксикаторах с различными Р/Р0 , периодически (на практи-
куме -- еженедельно) взвешивая, до достижения ими постоянной массы,
что фиксируется как разница между двумя последовательными взвеши-
ваниями, не превышающая 0.005 г. Это будет свидетельствовать о насту-
плении равновесия между потенциалом воды в почве и относительной
упругостью паров воды, заданным соответствующим насыщенным рас-
твором соли или серной кислоты определенной плотности.
После этого бюксы с почвой высушивают до постоянной массы при
t=105ºС и вычисляют влажность почвы для каждого Р/Р0 по следующей
формуле:
32
21
%1
0
0
%
,
mm
Wmm
где 1
m -- масса бюкса, 2
m -- масса бюкса + абсолютно сухая почва, 3
m--
масса бюкса + влажная почва, насыщенная при определенном Р/Р0.
Глава V. Удельная поверхность почв
159
Зная величину влажности и соответствующее ей относительное дав-
ление паров воды, можно построить изотерму десорбции в координатах,
где по оси абсцисс откладываются значения Р/Р0 , а по оси ординат --
влажность. Известные значения Р/Р0 пересчитывают на потенциал ()
почвенной влаги по формуле (Глобус, 1969):
0
ln
RTP
MP
,
где: -- потенциал почвенной влаги, выраженный в Дж/кг; R -- универ-
сальная газовая постоянная, равная 8.314 Дж/мольК; Т -- абсолютная
температура = 293оК; М -- молекулярная масса воды, равная 0.018 кг.
V.3. Статические методы измерения изотерм адсорбции
чистых газов и паров
Для количественного изучения происходящих при адсорбции меж-
молекулярных взаимодействий, определении физико-химических кон-
стант адсорбционных равновесий и характеристики свойств адсорбента
таких как удельной поверхности, распределении объема пор по размерам
и т.п. необходимо получить изотермы адсорбции, измеренные при раз-
ных температурах с достаточной степенью точности.
Известны два принципиально различных статических метода получе-
ния изотерм адсорбции газов и паров на твердых адсорбентах: а) объем-
ный, когда измерение количества вещества производится в пространстве
над адсорбентом, и б) весовой -- измерение ведется непосредственно на
адсорбенте. Помимо того, что эти методы имеют определенные конст-
руктивные особенности, они различаются способами калибровки и рас-
чета адсорбированного количества вещества. Измерения изотерм адсорб-
ции на адсорбционных вакуумных установках с капиллярной микробю-
реткой можно рассматривать как частный случай объемного метода, от-
личающийся способом дозировки адсорбата, когда последний в нормаль-
ных условиях представляет собой жидкость.
V.3.1. Объемный метод измерения адсорбции
Суть его заключается в том, что измеряется давление (P1) адсорби-
руемого газа или пара в заготовительной емкости известного объема, ко-
торую затем соединяют с ампулой, содержащей адсорбент, и после уста-
новления адсорбционного равновесия измеряют равновесное давление
(P2). Если объемы всех рабочих емкостей установки (V) заранее прока-
либрованы и температура (Т) газовой фазы известна, то (принимая газ за
идеальный) по следующей формуле nP
VR
T
можно рассчитать число
молей (n) адсорбата в измерительном объеме установки до и после ад-
сорбции и по их разности определить адсорбированное количество.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
160
Когда дозируется легколетучая жидкость из капиллярной микробю-
ретки, адсорбированное количество вещества можно определить, испарив
сначала жидкость в заготовительную емкость и измерив давление пара.
Также можно с высокой точностью определить количество вещества,
испарившегося из микробюретки в рабочие емкости установки, по изме-
нению уровня мениска жидкости в капилляре, рассчитав по формуле:
s
nS
h
d
MS
h
PR
T
,
где: n -- число молей; S -- площадь поперечного сечения капилляра мик-
робюретки; h -- разность уровней мениска жидкости до и после испаре-
ния; d -- плотность жидкости при температуре T капилляра; M -- молеку-
лярная масса адсорбата; Ps -- давление насыщенного пара адсорбата при
температуре T; R -- газовая постоянная. При малых значениях «h» вторым
членом уравнения можно пренебречь как незначительным, поскольку он
показывает число молей в насыщенном паре адсорбата, занявшем объем
испарившейся из капилляра жидкости.
Обычно равновесие устанавливается при поглощении только части
вещества, находящегося в заготовительной емкости, но в некоторых слу-
чаях очень активных взаимодействий «адсорбат -- адсорбент» происходит
почти полное его поглощение. Проведя неоднократно ряд последова-
тельных измерений: дозировки вещества в заготовительную емкость,
давления в ней, равновесного давления над адсорбентом, можно полу-
чить данные для построения изотермы адсорбции, показывающей зави-
симость количества адсорбированного вещества от величины равновес-
ного давления его пара, с последующим расчетом величины удельной
поверхности адсорбента.
Объемный метод измерений дает возможность изучения адсорбентов
с небольшой величиной удельной поверхности путем загрузки больших
навесок в адсорбционную камеру.
В то же время, при малой суммарной поверхности адсорбента, поме-
щенного в ампулу, снижается точность измерений. К недостаткам метода
следует также отнести накопление ошибок, вызванных тем что результа-
ты измерения и расчета каждой последующей точки зависят от предыду-
щих. Кроме того, сами измерения предваряются длительной подготовкой
установки.
V.3.2. Весовой метод
Этот метод измерения адсорбции основан на взвешивании адсорбен-
та вместе с адсорбированным веществом. Величины адсорбции, измерен-
ные этим методом, в каждой точке относительного давления не зависят
от предыдущих измерений, поэтому погрешности отдельных измерений
не суммируются, как в объемном методе.
Преимуществом весового метода является также то, что в весовых
установках нет необходимости знать объемы емкостей рабочей части
Глава V. Удельная поверхность почв
161
установки, и, если измерения ведутся в интервале давлений, далеких от
давления насыщенного пара адсорбата, то термостатировать достаточно
будет только то пространство, в котором находится адсорбент.
Задача состоит просто в определении увеличения веса адсорбента в
зависимости от давления пара адсорбата над ним. Прежде чем начать
измерения изотермы адсорбции, термостат, в котором находится адсор-
бент, настраивают на нужную температуру и проверяют исходное поло-
жение весов при этой температуре. Затем в камеру запускают пары ад-
сорбата и по манометру отмечают давление. В процессе адсорбции весы
выходят из равновесия, прекращение движения весов будет отмечать на-
ступление адсорбционного равновесия на данной точке относительного
давления пара (P/Ps) адсорбата. Процедуру повторяют, переходя к сле-
дующей точке P/Ps .
Определенная трудность состоит в том, что время установления ад-
сорбционного равновесия не одинаково для разных адсорбентов и адсор-
батов (азот, этан, гелий, водород). Даже при одной системе адсорбент-
адсорбат оно зависит от величины относительных давлений пара P/Ps: в
диапазоне очень малых значений для адсорбентов с неоднородной по-
верхностью и сильной адсорбцией равновесие устанавливается очень
медленно. При средних значениях P/Ps -- время установления равновесия
сокращается, а в области больших величин P/Ps , когда в адсорбционном
процессе принимает участие капиллярная конденсация, установление
равновесия снова замедляется. Поэтому необходимо на каждой точке
относительного давления достоверно убеждаться, что движение весов
прекратилось. Закончив адсорбцию, производят определенную процеду-
ру и приступают непосредственно к процессу десорбции.
V.3.3. Метод тепловой десорбции
Основан на том, что по изменению теплопроводности газового пото-
ка (гелий или водород с добавкой азота или аргона), проходящего через
трубку с исследуемым образцом, измеряется количество азота или арго-
на, адсорбированного поверхностью образца из газовой смеси при охла-
ждении его жидким азотом и десорбированного -- при последующем ра-
зогревании образца до комнатной температуры. Изменяя концентрацию
адсорбируемого газа (азота или аргона) в смеси, можно получить ряд
значений адсорбции, соответствующих этим концентрациям, что даст
возможность построить изотерму адсорбции-десорбции и уже по ней вы-
числить величину удельной поверхности исследуемого образца методом
БЭТ.Данный метод по своей сути не является хроматографическим, так
как в нем не фиксируется время удерживания или удерживаемый объем
адсорбата. Но поскольку для измерения адсорбированного количества
газа используется газохроматографическая аппаратура, этот метод часто
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
162
называют газохроматографическим. Метод тепловой десорбции отлича-
ется простотой прибора и производимых операций, что позволяет быстро
измерять величины удельных поверхностей исследуемых образцов в диа-
пазоне от 0.1 до 500 м2/г.
Данный раздел представляет собой лишь реферат по теме «методы
измерения адсорбции». Все подробности работы по описанным методам
-- объемному, весовому и тепловому -- описание установок; калибровка и
подготовка их к работе; измерение изотерм адсорбции и десорбции; рас-
чет адсорбционных точек и построение изотерм адсорбции-десорбции
вместе с обсуждением результатов опубликованы в книге «Эксперимен-
тальные методы в адсорбции и молекулярной хроматографии» под ре-
дакцией Ю.С. Никитина и Р.С. Петровой, 2е издание, Изд-во Московско-
го Университета, 1990 , с. 46-92, 160-167.
В настоящее время созданы новые установки и приборы, в основу ра-
боты которых положен один из вышеописанных методов построения
сорбционной кривой. Среди них заслуживает внимание
Анализатор удельной поверхности серии СОРБТОМЕТР-М
КНГУ101.00.00.00
Характеристика
Прибор для измерения удельной поверхности материалов методом те-
пловой десорбции газов СОРБТОМЕТР-M, разработанный совместно Ин-
ститутом катализа СО РАН, Конструкторско-технологическим институтом
прикладной микроэлектроники СО РАН и ЗАО «КАТАКОН», внесен в
государственный реестр средств измерений (сертификат ГОСТАНДАРТА
РФ RU.Е.31.060.А № 8292) и допущен к применению в РФ.
СОРБТОМЕТР-М позволяет в автоматическом режиме осуществлять мно-
гократные измерения при различной продолжительности стадии адсорбции
до получения результатов, совпадающих с заданной точностью.
Диапазон измерения удельной поверхности: 0.5-600 м2/г. Предел от-
носительной погрешности, %, в режиме «экспресс» ≤10 , в режиме «точ-
ного измерения» ≤ 6
Технико-экономические преимущества автоматическое приготовле-
ние и дозирование гелий-аргоновой смеси; ультрастабильный детектор
по теплопроводности;· автоматизация цикла адсорбция-десорбция; отсут-
ствие механических кранов в газовой схеме прибора;·обеспечение прибо-
ра государственными стандартными образцами удельной поверхности
для быстрой и надежной поверки и калибровки.
Области применения
Для измерения удельной поверхности дисперсных и пористых мате-
риалов, адсорбентов, катализаторов, пигментов методом тепловой де-
сорбции аргона в соответствии с ГОСТ 23401-90.
Глава V. Удельная поверхность почв
163
Уровень и место практической реализации
Организовано мелкосерийное производство (г. Новосибирск). Прибор
прошел государственные испытания и включен в Государственный ре-
естр средств измерения (сертификат RU.E.060.A).
Подготовка образца к измерению
Подготовка образца к измерению состоит из следующих рекомен-
дуемых стадий. Массу навески образца, помещаемого в адсорбер, следует
выбирать, исходя из ожидаемой величины удельной поверхности (S0).
Необходимо брать такую навеску, чтобы предполагаемая общая поверх-
ность (S) образца имела значение в диапазоне от 1 до 40м2, т.е. массу на-
вески (М) в граммах вычисляют по формуле:
М=S(от1до40)/S0.
Это означает, что если ожидаемая удельная поверхность составляет
10 м2/г, то навеска образца должна быть в диапазоне от 0.1 до 4 г.
Образец, засыпанный в заранее взвешенную ампулу адсорбера, сушат
в сушильном шкафу в течение ночи (не менее 6-7 часов). Перед началом
измерений взвешивают ампулу с высушенным образцом. Масса образца
рассчитывается как разность масс ампулы с образцом и пустой ампулы.
Полученное таким образом значение массы образца (в г) заносят в ячейку
«Навеска, г» на вкладке «Информация об образце» рабочего окна про-
граммы.
Существуют адсорбенты, которые недопустимо или недостаточно
греть на воздухе в сушильном шкафу. К таким материалам относятся пи-
рофобные материалы (например, гидриды металлов), легкоплавкие мате-
риалы (например, пористые полимеры), цеолиты и др. Массу таких ад-
сорбентов рекомендуется измерять после проведения тренировки в СПО
прибора или после измерения изотермы адсорбции.
Значение массы образца допускается вводить в программу, как до за-
пуска измерения, так и после его завершения.
Кроме того, необходимо иметь в виду, что в зависимости от свойств
исследуемого материала необходимо подбирать температуру тренировки
индивидуально.
Тренировку образца проводят в станциях подготовки образца (СПО).
Последовательность действий оператора при проведении «термотрени-
ровки» подробно изложена в п.4.7 РЭ.
Измерение изотермы адсорбции
Измерение изотермы адсорбции производится после нажатия кнопки
«Пуск» полностью в автоматическом режиме по точкам, отмеченным в
таблице.
Из таблицы заданных относительных давлений выбирается точка, для
которой не проведено измерение; устанавливается концентрация, соот-
ветствующая этой точке и, одновременно, проводится адсорбция. После
установления равновесного состояния температура в адсорбере поднима-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
164
ется и протекает десорбция. Программа рассчитывает площадь десорбци-
онного пика, соответствующую количеству адсорбированного газо-
адсорбата, приводит полученное значение к массе навески образца и за-
носит его в таблицу.
Далее выбирается следующая «пустая» точка, проводится измерение
для нее, и так до тех пор, пока не будут проведены измерения для всех
точек таблицы.
В случае если произошел сбой при измерении какой-либо точки, по
завершении измерения можно удалить неправильно измеренное значение
и запустить измерение повторно. Программа проведет измерения только
для всех «пустых» точек.
Анализ полученных результатов
Анализ результатов проводится автоматически при измерении изо-
термы адсорбции. Параметры анализа можно изменять только до или
после завершения измерения.
Измерение удельной поверхности методом БЭТ
Измерение удельной поверхности методом БЭТ возможно в двух ре-
жимах:
Одноточечный режим -- используется для «экспресс»- о
предел
ен
и
я
удельной поверхности. По умолчанию измерение проводится при P/Po = 0.2.
Многоточечный режим используется для более точного определения
удельной поверхности. По умолчанию измерение проводится по первым
4-ём точкам в таблице.
Измерение удельной поверхности мезопор и объёма микропор прово-
дится сравнительным методом (методом STSA).
Литература
Андрианов П.И. Связанная вода почв и грунтов. Труды института Мерз-
лотоведения им. В.А.Обручева. т. 3. Москва-Ленинград: Изд-во АН СССР,
1946.
Брунауэр С. Адсорбция газов и паров. т. 1. Физическая адсорбция. М.:
Гос. Изд-во ИЛ, 1948.
Вадюнина А.Ф. и Корчагина З.А. Методы исследования физических
свойств почв. М. Агропромиздат,1986.
Вейль Г. Алгебраическая теория чисел. М.: Гос. Изд-во ИЛ, 1947.
Витязев В.Г., Харитонова Г.В., Лапекина С.И. Адсорбционное
взаимодействие паров воды с твердой фазой почв // Вестн. Моск. ун-та. Сер.
17, Почвоведение. 2002. № 2.
Воронин А.Д. Основы физики почв. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1986.
ГОСТ 23401- 90 Порошки металлические. Катализаторы и носители. Оп-
ределение удельной поверхности.
Глава V. Удельная поверхность почв
165
Жуховицкий А.А., Шварцман Л.А. Физическая химия. М.: Гос. науч-
но-техн. изд-во лит-ры по черной и цветной металлургии, 1963.
Комаров В.С. Адсорбенты и их свойства. Минск: Наука и техника, 1977.
Кроновер Р.М. Фракталы и хаос в динамических системах. Основы тео-
рии. М.: Постмаркет, 2000.
Манучаров А.С., Харитонова Г. В., Черноморченко Н.И. Гидро-
сорбционный гистерезис в циклах иссушения-увлажнения глинистых мине-
ралов // Почвоведение. 1998. № 8.
Методы классической и современной теории автоматического управления:
Анализ и статистическая динамика систем автоматического управления (под
ред. Н.Д. Егупова). М.: МГТУ им.Н.Э.Баумана, т. 1. 2000.
Мичурин Б. Н. Энергетика почвенной влаги. Ленинград: Гидрометеоиз-
дат, 1975.
Харитонова Г.В., Витязев В.Г. Изотермы сорбции водяного пара поч-
вами// Почвоведение. 2000. N 4.
Харитонова Г.В., Витязев В.Г., Лапекина С.А. Статистический
анализ модели сорбции паров воды почвами// Почвоведение. 2001. N 11.
Харитонова Г.В., Шеин Е.В., Витязев В.Г., Лапекина С.И.
Уравнение для описания полной изотермы адсорбции паров воды почвами //
Вестн. Моск. ун-та. Сер. 17, Почвоведение. 2003. № 1.
Химмельблау Д. Анализ процессов статистическими методами. М.: Мир,
1973.
Чайлдс Э. Физические основы гидрологии почв. Ленинград: Гидрометео-
издат, 1973.
Шеин Е.В., Карпачевский Л.О. Толковый словарь по физике почв. М., ГЕОС,
2003.
Экспериментальные методы в адсорбции и молекулярной хроматографии.
под редакцией Ю.С. Никитина и Р.С. Петровой, 2е издание, Изд-во Москов-
ского Университета, 1990.
Brunauer S., Emmet P.H., Teller E. Adsorption of gases in multimoleku-
lar layers // J. Amer. Chem. Soc. 1938. Vol. 60.
Farrar D.M. The use of vapour-pressure and moisturecontent measurements to
deduce the internal and external surface area of soil particles. Journal of Soil Sci-
ence, Vol.14, No.2, 1963.
ГЛАВА VI
ПОЧВЕННО-ГИДРОЛОГИЧЕСКИЕ КОНСТАНТЫ
Теория
К водным свойствам относят физические свойства почв, определяю-
щие состояние и движение воды в почве. Наиболее широко изучают
влажность почв, содержание воды в почве. Влажность зависит от общей
пористости почвы, распределения пор по размеру, водообмена между
почвой, атмосферой и растением. Рассчитывают влажность в % на абсо-
лютно сухую массу, на сырую навеску, в г/г, в % от объема почвы. В поч-
воведении была разработана система так называемых водных констант
почвы, для лучшей оценке обеспеченности растений водой.
VI.1. Формы воды в почве
А.Ф. Лебедев (по Роде, 1969, 1971) первым предложил выделить раз-
ные формы воды по их подвижности в почве. Так он считал, что почвен-
ную воду можно разделить на:
1) парообразную (в почвенной атмосфере);
2) связанную: а) прочносвязанную (сорбированную на поверхности
почвы, пленочную, гигроскопическую), б) рыхлосвязанную (удерживае-
мую очень тонкими капиллярами);
3) гравитационную, свободную, перемещающуюся в почве под силой
тяжести, вода в твердом состоянии;
4) кристаллизационная и химически связанная вода.
Как видно из этой классификации, ее основа -- качественная оценка
связи почвы с твердой фазой почвы. М.В. Чапек и Респондек приводили
данные, что плотность связанной воды измеряется 1.5 г/см3. Качинский
принимал, что прочносвязанная вода имеет плотность 1.5, а рыхлосвя-
занная -- 1.25 г/см3. Однако данные П. Олодовского (1986) показали, что
самые тонкие пленки прочносвязанной воды имеют плотность не больше
1.19 г/см3. Но и это значение, возможно, преувеличено из-за того, что
система почва - вода меняет свой объем по сравнению с отдельными
компонентами системы, т.е. объем прочносвязанной воды и почвы -- ве-
личины не аддитивные, их нельзя складывать. По данным Е.М. Сергеева
(1978), содержание прочносвязанной воды уже не меняется, если давле-
ние пресса на влажную почву достигает 20--50 МПа. Считалось также,
Глава VI. Почвенно-гидрологические константы
167
что такие показатели, как замерзание почвенной воды, ее теплоемкость
различается для разных форм воды. Оказалось, что действительно, чем
прочнее вода связана с почвой, то тем при меньшей температуре она за-
мерзает. Первым это обнаружил Боюкос, который установил, что часть
воды в глинистых почвах не замерзает и при --70оС. По данным
Т.А. Литвиновой (по Е.М. Сергееву, 1988) замерзание воды в каолините
идет в интервале --
-10..-20оС, в монтмориллоните при -70о еще 7% воды
не замерзают, что связано с разной степенью фиксации воды этими ми-
нералами. В каолините прочносвязанной воды очень мало, в монтморил-
лоните -- много. По данным С.В. Нерпина и Н.В. Чураева вязкость свя-
занной воды (в ультрапорах, на расстоянии 4--6 нм) возрастает в 3 раза.
Диэлектрическая проницаемость пленки воды, толщиною 70 нм по дан-
ным М.С. Мецика (по Е.М. Сергееву, 1988), составляет 4.5 (у свободной
воды -- 81). Рыхлосвязанная вода по всем свойствам близка к свободной
воде. Она имеет такую же плотность, теплоемкость, но замерзает при -
1.5оС. Ряд исследователей считают, что сумма прочно- и рыхлосвязанной
воды равна молекулярной максимальной влагоемкости (ММВ).
Капиллярная вода -- заполняет уголки пор, поднимается по капилля-
рам от грунтовых вод, заполняет капилляры после поступления вода
сверху на поверхность почв. В последнем случае ее называют подвешен-
ной водой. Наибольшее количество подвешенной воды геологи называют
наименьшей влагоемкостью, что, в принципе, справедливо, так как этот
термин ввел П.С. Коссович, как характеристику влажности после стока
избытка воды.
Капиллярная вода, поднимающаяся от грунтовых вод, по мере подъема
заполняет все более тонкие капилляры и замедляет скорость подъема с высо-
той. Установлено, что высота капиллярного подъема в среднезернистых пес-
ках равна 15--30 см, мелкозернистых -- 35--100 см, в супесях -- 100--150 см, в
суглинках -- 3--4 м. В глинах вода может подниматься на 8 м, а в лессах на
4 м (за два года). При этом во влажной почве капиллярный подъем в 3, 4 раза
быстрее, чем в сухой, где мешают поры, заполненные воздухом. Вода в ка-
пиллярах глинистых и суглинистых почв замерзает при температуре -- 12оС.
По данным В.В. Охотина (по Е.М. Сергееву, 1988), капиллярный подъем в
песках с размерами зерен крупнее 0.25 мм, зависит от минералогического
состава субстрата. Высота подъема уменьшается в ряду: слюда > окатанный
кварц > полевой шпат > остроугольный шпат. В этом же ряду возрастает
гидрофобность (увеличивается угол смачивания от 13 до 58о).
Гравитационная вода представлена просачивающейся водой и водой
почвенно-грунтового потока. Просачивающаяся вода стекает в почве до
тех пор, пока вся не рассосется по мелким капиллярам или не дойдет до
водоупора, где она накапливается и начинает двигаться по уклону водо-
упора, превратившись в почвенно-грунтовый поток.
Кристаллизационная и химически связанная вода удаляется из почвы,
практически, при 170оС.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
168
Все классификации форм воды в почве отражают одну несомненную
закономерность: подвижность воды и доступность ее растениям изменя-
ется в зависимости от снижения влажности почвы. Чем меньше влаж-
ность, тем меньше доступность воды растениям. Это явление объясняется
учением о потенциале почвенной влаги, которую разработали Бакингем,
Гарднер, Ричардс, Слейтер, Филипп (Philipp, 1974), Чайлдс
,Хи
л
е
л
(Hilel, 1980), а в России -- Воронин, Дояренко, Долгов, Судницын (1979),
Шеин (2005). Было много попыток выразить гидрологические константы
через потенциал почвенной влаги. Наиболее полно это сделал
А.Д. Воронин (1984, 1986, 1988).
VI.2. Почвенно-гидрологические (водные) константы
Наличие разных форм воды подразумевает, что содержание воды
данной формы в почве постоянно. Эти величины называют почвенными
гидрологическими константами.
Еще в начале ХХ в. Бриггс и Шанц установили, что потребление во-
ды растениями ограничивается влажностью, характерной для каждой
почвы и зависящей от гранулометрического состава. Эта влажность была
названа влажностью завядания (ВЗ). Одновременно, П.С. Коссович уста-
новил понятие наименьшей влагоемкости (НВ), которая потом получила
название полевой влагоемкости (ПВ), или предельной полевой влагоем-
кости (ППВ) -- влажность почвы после стока избытка воды. Э. Митчерлих
предложил константу -- максимальная гигроскопическая влажность (МГ),
которой было дано следующее определение: максимальной гигроскопи-
ческой называется влажность, которая характерна для почвы после вы-
держивания ее в атмосфере близкой к полному насыщению водяными
парами (0.96
0.98). В дальнейшем были добавлены следующие констан-
ты: полная влагоемкость (когда все поры почвы заполнены водой), ка-
пиллярная влагоемкость (влажность капиллярной каймы почвы), влага
разрыва капилляров (Абрамова, 1953; Роде, 1969, 1971), максимальная
адсорбционная влажность, равная в среднем, 60% от максимальной гиг-
роскопической влажности почвы (А.А. Роде), максимальная молекуляр-
ная влагоемкость (А.Ф. Лебедев). А.Д. Воронин считает, что ММВ равна
первому критическому потенциалу, близка к НВ и определение ее неце-
лесообразно. Некоторые исследователи отождествляют влагу разрыва
капилляров с молекулярной влагоемкостью по А.Ф. Лебедеву. Наиболее
широко используют на практике три константы: наименьшая (полевая)
влагоемкость, максимальная гигроскопическая влага, влага завядания.
Последнюю обычно определяют методом малых миниатюр: в алюминие-
вый стаканчик загружают влажную почву, выращивают на ней растение,
обычно, ячмень или овес, и, когда проростки хорошо разовьются, пара-
финируют поверхность почвы и ждут, пока растение не завянет. Оста-
точная влага характеризуется как константа влага завядания (или ВЗ).
На практике установлено, что в среднем для травяных растений (в основ-
Глава VI. Почвенно-гидрологические константы
169
ном, злаков) потенциал влаги завядания равен --1500кПа. Ясно, что если
вместо ячменя и овса взять другое растение, то влажность может оказать-
ся другой. Так, для салата ВЗ имеет давление влаги около -1000 кПа. Для
деревьев, по данным Н.А. Взнуздаева, потенциал влаги при ВЗ измеряет-
ся --2400 кПа. Полевая влагоемкость обычно характеризуется давлением
влаги в пределах --10...--33 кПа. Остальные константы сейчас почти не
используют на практике и они, скорее, теоретические константы, чем
практические, так как методы их определения плохо разработаны, а ре-
зультаты определения -- противоречивы. Следует отметить, что термин
«константа » по отношению к водным свойствам почв несколько не кор-
ректен. Эти константы изменчивы в зависимости от разных состояний
почвы. Так вспаханная и естественная почвы имеют разную наименьшую
влагоемкость, различия достигают нескольких процентов. Влага завядания
изменяется в зависимости от вида растения, она близка для злаков, но дру-
гая для деревьев и для влаголюбивых растений, хотя различия в этом слу-
чае обычно не превышают десятых долей процента от массы почвы. По-
этому следует принимать эти константы за условные, достаточно прибли-
женные придержки, характеризующие состояние воды в почве.
Таким образом, можно дать следующие определения почвенно-
гидрологическим константам:
Гигроскопическая влажность (ГВ) -- влажность почвы, соответст-
вующая относительному давлению паров воды в лабораторных условия х.
Соответствует влажности воздушно-сухой почвы.
Максимальная гигроскопическая влажность (МГ) -- влажность
почвы, устанавливающаяся при помещении почвы в атмосферу с относи-
тельной влажностью воздуха 98%.
Влажность разрыва капиллярной связи (ВРК) -- влажность почвы,
при которой подвижность влаги в процессе снижения влажности резко
уменьшается. Находится в интервале влажностей между наименьшей
влагоемкостью и влажностью устойчивого завядания растений.
Влажность завядания растений (ВЗ) -- влажность почвы, при кото-
рой растения не могут брать воду из почвы и, теряя тургор, необратимо
(даже при помещении в насыщенную парами воды атмосферу) завядают.
Наименьшая влагоемкость (НВ) -- это установившаяся после стека-
ния избытка воды влажность предварительно насыщенной почвы; дости-
гается, как правило, через 2-3 дня после интенсивного дождя или полива
хорошо дренируемой гомогенной почвы; НВ -- это наибольшее количест-
во влаги, которое почва в природном залегании может удержать в непод-
вижном или практически неподвижном состоянии после обильного или
искусственного увлажнения и стекания влаги при глубоком залегании
грунтовых вод («капиллярно-подвешенная влага»).
Капиллярная влагоемкость (КВ) -- количество влаги в почве, удер-
живаемое капиллярными силами в зоне капиллярной каймы грунтовых
вод («капиллярно-подпертая влага»).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
170
Полная влагоемкость (водовместимость, ПВ) -- наибольшее коли-
чество воды, содержащееся в почве при полном заполнении всех пор и
пустот, за исключением занятых «защемленным» и адсорбированным
воздухом.
Таблица VI .1
Формы воды и почвенно-гидрологические константы для всей области
влажностей в почве
Абс.сух.
почва Гигр. МГ ВЗ ВРК
НВ
КВ
Водо-
вместимость
> уменьшение степени связи воды с твердой фазой почвы >
Форма
связи
прочно-
связанная
рыхло-
связанная.
слабо-
связаннная
несвязанная
Подвиж-
ность
неподвижная слабоподв. подвижная
подвижная
свободная
Состоя-
ние
адсорбиро-
ванная
Пленочная пленочно-
капиллярная
капиллярная
гравитаци-
онная
Механизм
удержива-
ния
(физиче-
ская при-
рода сил)
молекуляр-
ные (Ван-дер-
Ваальса)
химические
электростати-
ческие
поверност-
ные,
молеку-
лярные
капиллярно-
сорбционные
капиллярные гравитаци-
онные
Природ-
ные объ-
екты
тонкие по-
верхностные
слои почвы
полного фи-
зического
иссушения
слои почвы
от слабого
до полного
биологиче-
ского ис-
сушения
слой почвы
после дли-
тельного
(более двух
сут.) свобод-
ного стека-
ния
капилл. кай-
ма над грун-
товыми во-
дами,
горизонт с
подперто-
подвешенной
влагой (при
смене слоев
по гран. со-
ставу)
грунтовые
воды
почвенные
верховодки
надмерзлот-
ные верхо-
водки
Существует некоторое правило (далеко не всегда соблюдающееся!) о
соотношении величин влажностей, соответствующих почвенно-
гидрологическим
константам. Соотношение
следующее
--
ПВ:НВ:ВРК:ВЗ:МГ=1:0.5:0.35:0.25:0.05. Но (очень важно!) это правило
можно применять лишь для ориентации в величинах почвенно-
гидрологических констант, но оно неприменимо для количественных
расчетов. Основой для нахождения величин почвенно-гидрологических
констант является их экспериментальное определение. В табл. VI.1 при-
ведены характерные особенности и примеры форм воды и соответст-
вующим почвенно-гидрологических констант, встречающихся в природ-
ных объектах.
Глава VI. Почвенно-гидрологические константы
171
Если рассмотреть диапазоны
между отдельными почвенно-
гидрологическими константами,
то принято выделять следующие
категории:
(ПВ--НВ) -- диапазон под-
вижной влаги. Указывает на ко-
личество воды, которое может
стечь при наличии свободного
стока из рассматриваемой поч-
венной толщи.
(ПВ--НВ) или (ПВ--
динамическая влагоемкость) --
водоотдача (Зайдельман, 1988).
Эта количественная характери-
стика, отражающая количество
воды, вытекающее из почвенного
слоя при понижении уровня
грунтовых вод от верхней до
нижней границы этого слоя (см.
рис.VI.1). Если уровень грунто-
вых вод опустился заметно ниже
рассматриваемой почвенной
толщи, то для расчета водоотда-
чи используют разницу между
ПВ и НВ. Если же уровень ос-
тался в пределах рассматривае-
мой толщи, то между ПВ и ди-
намической влагоемкостью, т.е. учитывают распределение влажности в
капиллярной кайме грунтовых вод.
(НВ--ВЗ) -- диапазон доступной (продуктивной) влаги. Для различных
почв диапазон, указывающий на количество доступной для растений вла-
ги, может быть различным, например, в песчаных почвах он может дос-
тигать 6--8%, а в суглинистых -- 12--17%. Поэтому говорят, что суглини-
стые почвы содержат больше продуктивной влаги, чем песчаные. Тяже-
лосуглинистые почвы будут содержать большее количество влаги, чем
средне- и легкосуглинистые. А вот в глинах, и тем более в тяжелых гли-
нах, доступной влаги может быть меньше, чем в средне- и тяжелосугли-
нистых почвах. В глинах стремительно возрастает количество связанной
воды, больше увеличивается ВЗ, чем растет НВ. Поэтому зависимость
количества доступной влаги от классов по гранулометрическому составу
(рис.VI.2) имеет максимум, приходящийся на средне-, тяжелосуглини-
стые почвы.
Рис. V.1. С
х
е
м
ар
а
с
п
р
е
д
е
л
е
н
и
я
влажности в колонке почвы, опу-
щенной в свободную воду (положе-
ние I) и после стекания гравитаци-
онной воды при снижении уровня
воды до состояния II. Формирование
капиллярной (КВ), наименьшей вла-
гоемкости (НВ) и водоотдачи.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
172
Следует, конечно, отметить, что приведенная на рис. VI.2 зависи-
мость -- это лишь отражение общей тенденции. Эта зависимость может
существенно меняться при изменении минералогического состава, струк-
туры почвы.
(НВ--ВРК) -- диапазон легкоподвижной, легкодоступной для растений
влаги. Это наиболее эффективная часть той продуктивной влаги, которая
характеризуется диапазоном (НВ--ВЗ). Иногда это диапазон заменяют
другим -- (НВ--70%НВ). Этот диапазон влажности следует поддерживать
в корнеобитаемом слое, чтобы избежать непродуктивных потерь влаги на
стекание ее в нижележащие слои и в то же время способствовать наибо-
лее эффективной работе фотосинтетического аппарата растений.
Рис. VI.2. Содержание доступной для растений влаги (ДДВ, %) для
различных классов почв по гранулометрическому составу
VI.3.1. Определение наименьшей влагоемкости
Как указывалось выше, под наименьшей (полевой, предельно поле-
вой, общей) влагоемкостью почвы (НВ) обычно понимают количество
влаги, удерживаемое в почве адсорбционными и капиллярными силами
после увлажнения ее подачей воды сверху при свободном оттоке грави-
тационной влаги. Для насыщения почвы до наименьшей влагоемкости
заливают обвалованные площадки, приблизительно рассчитав количество
воды, необходимое для промачивания почвы на требуемую глубину.
В экспедиционных условиях влагоемкость определяют после определе-
ния водопроницаемости почвы методом заливаемых площадей (см. главу
VIII, раздел 2).
По окончании определения водопроницаемости рамы несколько раз
наполняют водой до верха (без учета), чтобы промочить почву на боль-
Глава VI. Почвенно-гидрологические константы
173
шую глубину. Когда вся вода впитается в почву, рамы осторожно снима-
ют. Смоченные площадки защищают от испарения, а также от промачи-
вания в случае дождя: сначала закрывают клеенкой (от испарения), затем
травой, соломой слоем около 20 см (от нагревания), и выдерживают до
оттока гравитационной воды и установления капиллярного равновесия в
промоченной толще. Чем тяжелее почва по гранулометрическому соста-
ву, тем больший срок требуется для этого. В практике приняты следую-
щие интервалы: для почв песчаных и супесчаных -- 12 ч, суглинистых --
24 ч, тяжелосуглинистых и глинистых -- 48ч.
Пробы для определения НВ берут из стенки специально подготов-
ленной траншеи или с помощью бура из скважины. И в том, и в другом
случае пробы берутся из средней части каждой малой рамы по слоям 0-5
см, 5--10, глубже - каждые 10 см до глубины ниже границы промачивания
на 30 см.
Взятие проб из траншеи. Определение контура смоченности. Ли-
цевая сторона траншеи должна проходить через середину всех контроль-
ных площадок. Пробы берутся из средней части каждой малой рамы
столбиком высотой 10 см в отдельный бюкс. Во избежание подсыхания
почвы на стенках, пробы следует брать по мере углубления траншеи. Да-
же при этом условии перед взятием пробы стенку нужно освежить. Если
пробы будут взяты из полностью подготовленной траншеи, то лицевая
сторона должна проходить через 1/3 площади малой рамы, а перед взяти-
ем пробы зачистить стенку до середины.
Дополнением к характеристике водопроницаемости может быть оп-
ределение характера растекания воды в почве. Поэтому там, где ясно
видна граница, следует сделать зарисовку контура смоченности. Для это-
го всю смоченную поверхность разделить вертикальными и горизонталь-
ными линиями на квадраты со стороной 10 см и воспроизвести контур на
миллиметровой бумаге.
Взятие проб буром из скважины. После выдерживания срока по-
очередно на каждой контрольной площадке в середине малой рамы берут
пробы почвы: сначала ножом на глубину 0--4 см и 5--10 см, затем буром
каждые 10 см ниже границы промачивания на 30 см. Бур следует исполь-
зовать такой конструкции заборной ложки, которая не деформировала бы
почву. Это может быть трубчатый бур Качинского или бур Измаильско-
го. Погружение бура должно быть без сильного нажима, чтобы не проис-
ходило отжатие воды из почвы. При взятии проб почвы определить визу-
ально влажность и гранулометрический состав. Полевая запись анало-
гична записи при определении полевой влажности.
Взятые в поле пробы сырой почвы в лаборатории взвешиваются, вы-
сушиваются в сушильном шкафу при температуре 105°С в течение не
менее 10--12 часов с повторной сушкой 2 часа, рассчитывается влаж-
ность, которая соответствует наименьшей влагоемкости. Данные пред-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
174
ставляются отдельной таблицей, входят в общую таблицу водных
свойств и изображаются кривой на графике совместно с массовой влаж-
ностью.
По данным массовой влажности и наименьшей влагоемкости рассчи-
тывается влажность относительная, диапазон активной влаги (разность
между НВ и влагой завядания растений).
VI.3.2. Определение влажности завядания
Влажность завядания (ВЗ). Помимо расчета влажности завядания
по максимальной гигроскопической влажности, применяют метод обез-
воживания и непосредственного определения ее путем выращивания
проростков в сушильных стаканчиках и доведения их до увядания.
Завядание растений наблюдается в определенном интервале влаж-
ности и протекает в три этапа. Начальный -- завядание одного-двух ниж-
них листьев. В ночное время или в пространстве, насыщенном парами
воды, тургор у растений восстанавливается: видно, как листочки восста-
навливают свою форму, становятся нормальными. При устойчивом
(перманентном) завядании тургор не восстанавливается. Именно в этот
момент, когда при помещении завядающих растений в насыщенную па-
рами воды атмосферу на 10-12 часов, тургор не восстанавливает и опре-
деляется влажность почвы, соответствующая нижнему пределу продук-
тивной влаги, -- влажность завядания. Последний этап -- гибель растений
(рис.VI.3).
Рис. VI.3. Этапы завядания растений: 1 -- нормально развитое растение; 2 -- нача-
ло завядания; 3 -- устойчивое завядание; 4 -- гибель растения (по Вадюниной, Кор-
чагиной, 1986).
Метод обезвоживания. В.А. Францессон (по Роде, 1969, 1971) пред-
ложил метод определения влажности устойчивого завядания путем
обезвоживания капиллярно увлажненного образца, что, по мнению
автора, больше соответствует природным условиям.
Глава VI. Почвенно-гидрологические константы
175
Взятые в поле образцы почвы за две недели до определения увлаж-
няют до капиллярной влагоемкости. При высокой полевой влажности
образец сразу поступает на анализ. Навеску сырой почвы в 3 г помещают
в вакуумный эксикатор над 10%-ным раствором Н2SO4. В эксикаторе
создают разрежение 2.25--3.82 кПа и через два-три дня взвешивают обра-
зец. Затем меняют концентрацию кислоты с 10 на 3 % и опять периоди-
чески взвешивают почву. После установления постоянной массы образца
над 3%-ным раствором Н2SО4 почву сушат и определяют влажность в
ней. Получаемая при этом величина примерно в 1.5 раза больше макси-
мальной гигроскопической влажности, определенной увлажнением воз-
душно-сухой почвы над 10%-ным раствором Н2SO4, и соответствует
влажности завядания, определенной вегетационным методом.
Вегетационный метод. В алюминиевые стаканы высотой 6--7 см при
диаметре 4 см насыпают крупнозернистый песок слоем 1 см, в который
вставляют стеклянную трубку длиной 8--9 см, и затем заполняют почти
до верха стакана воздушно-сухой почвой, просеянной через сито с отвер-
стиями диаметром 1 мм. В стакан высевают 4--5 зерен проросшего ячме-
ня; почву увлажняют через трубку до появления капиллярной воды на
поверхности стакана. Стаканчики устанавливают в термостат, где под-
держивают температуру 20--25°С, или в шкаф при комнатной температу-
ре. В каждом стаканчике оставляют по 3 одинаково развитых растения.
Стаканчики держат в освещенном помещении, но не на солнце, так как
при прямых солнечных лучах растения сильно вытягиваются и ломаются.
Когда второй лист станет крупнее первого, почву поливают последний
раз и заливают поверхность стакан чика расплавленной, но остывшей
смесью парафина и технического вазелина (по массе 4:1). На стеклянную
трубку надевают колпачок. В момент начала завядания стаканчик пере-
носят в камеру (эксикатор с водой на дне), в которой воздух насыщен
парами. Растения при первом этапе завядания (рис. VI.3) восстанавлива-
ют тургор за ночь, при устойчивом завядании тургор не восстанавливают.
В этом случае стаканчик открывают, сбрасывают парафиновую корку и
слой почвы в 1--1.5 см. Почву высыпают в фарфоровую чашку, нижний
слой почвы и песка выбрасывают, удаляют также растения и семена. В
том же сушильном стаканчике почву сушат до постоянной массы и опре-
деляют влажность в процентах, что и соответствует влажности завядания
растений. Полученные данные заносят в таблицу.
Влажность завядания вычисляют в процентах от сухой почвы и в
миллиметрах водного столба. Давление влаги при В3 соответствует -15
атм или 1568 кПа, рF=4.2.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
176
Литература
Абрамова М.М. Передвижение воды в почве при испарении. Тр. Почв. ин-
та им. В.В. Докучаева. Т.41. М.: Изд-во АН СССР, 1953.
Вадюнина А.Ф., Корчагина З.А. Методы исследования физических
свойств почв. М.: Агропромиздат, 1986.
Воронин А.Д. Основы физики почв Изд. МГУ. М. 1986.
Воронин А.Д. Структурно-функциональная гидрофизика почв. Изд. МГУ.
1984.
Учебное руководство к полевой практике по физике почв. /Под ред.
А.Д. Воронина. -- М.: Изд-во Моск.ун-та, 1988.
Зайдельман Ф.Р. Изучение физических свойств почв на объектах осуше-
ния. М.: Ленгипроводхоз, 1988.
Олодовский П.П. Структура адсорбированной воды и её роль в формиро-
вании фильтрационных свойств тяжёлых почв и грунтов. Автор. докт. дисс..
Минск, 1986.
Сергеев Е.М. Инженерная геология. Изд. МГУ. М.1978.
Судницын И.И. Движение почвенной влаги и водопотребление растений.
МГУ. М. 1979.
Роде А.А. Учение о почвенной влаге. Т1 и 2, Гидрометеоиздат.Л.1969, 1971.
Шеин Е.В. Курс физики почв. М.: Изд-во Моск. ун-та. 2005.
Hilel D. Fundamentals of soil physic. Acad. Press. N.Y. 1980.
Philipp J. Fifty years progress in soil physic. Geoderma. 12. 1974.
ГЛАВА VII
ДАВЛЕНИЕ ВЛАГИ В ПОЧВЕ
Теория
Силы взаимодействия между водой и твердой фазой почвы и расте-
ний весьма многообразны, а силовые поля сложным образом перекрыва-
ются в пространстве, поэтому оценивать все это многообразие в каждом
конкретном случае слишком трудно. В термодинамике для облегчения
исследования процессов превращения энергии в сложных системах раз-
работаны специальные методы: метод круговых процессов, разработан-
ный Карно, и метод термодинамических функций (потенциалов), предло-
женный Гиббсом (Судницын, 1979).
Сущность последнего метода заключается в том, что для определен-
ных термодинамических систем подбираются такие функции, изменение
которых при изменении состояния системы равно сумме изменений от-
дельных ее параметров, умноженных на некоторые постоянные величи-
ны. Четыре таких функции носят название термодинамических потен-
циалов: 1) изобарно-изотермический (Z), 2) изохорно-изотермический
(F), 3) внутренняя энергия (U), 4) энтальпия (Н).
Для систем, состояние которых характеризуется параметрами: темпе-
ратура (T), объем (V), давление (P), -- и характеристической функцией --
энтропией (S), справедливы соотношения:
1)H=U+PV,
2)U=F+TS,
(VII.1)
3)Z =F+ PV.
В графической форме эти соотношения выглядят следующим обра-
зом (рис. VII.1).
Рассмотрим поочередно свойства термодинамических потенциалов.
1. Энтальпия.
H=U+PV,
(VII.2)
где Н --сумма «внутренней энергии » (U) и произведения PV, равного из-
менению энергии вследствие производства системой работы над внеш-
ними телами (или, наоборот, внешними телами над системой -- это приве-
дет к изменению знака произведения). Величина U характеризует энергию
движения молекул, атомов, внутриатомную энергию, энергию излучения
и прочие виды энергии, кроме кинетической энергии системы и потенци-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
178
альной энергии ее положения в силовых полях. Дифференцируя (VII.2),
получаем
dH=dU+VdP+PdV.
(VII.3)
Из термодинамики известно, что
dU≤TdS -- PdV.
(VII.4)
Знак равенства соответствует обратимым процессам, а неравенства --
необратимым.
Подставляя (VII.4) в (VII.3), получаем
dH≤TdS+VdP.
(VII.5)
Таким образом, если в сис-
теме изменяются лишь S и P,
изменения Н показывают, на
какую величину изменилась
энергия системы. При адиаба-
тических процессах, когда сис-
тема не обменивается теплом с
окружающей средой, dS=0. При
изобарных процессах также и
dP = 0. Следовательно, при
адиабатно-изобарных процес-
сах dH ≤ 0. Это означает, что Н
не изменяется (dH = 0) при про-
текании обратимых (равновес-
ных) процессов и уменьшается (dH < 0) при протекании необратимых (не-
равновесных) процессов.
Иначе этот вывод можно сформулировать так: «В системах, находя-
щихся в условиях постоянных энтропии и давления, самопроизвольно
могут протекать только те процессы, которые сопровождаются уменьше-
нием энтальпии, причем пределом их протекания, т.е. условием равнове-
сия, является достижение некоторого минимального для данных условий
значения энтальпии».
2. Аналогично для адиабатических процессов в условиях постоянного
объема (адиабатно-изохорные процессы)
dU TdS PdV
,
(VII.6)
иприdS=0,dV=0dU≤0.
3. Для изобарно-изотермических процессов
dZ S dT+VdP
,
(VII.7)
иприdT=0, dP=0
0
dZ .
4. Для изохорно-изотермических процессов
dF SdT PdV
(VII.8)
иприdT=0,dV=0, 0
dF .
Рис. VII.1. Соотношение между термо-
динамическими потенциалами и пара-
метрами (объяснения в тексте)
Глава VII. Давление влаги в почве
179
Таким образом, для всех перечисленных вариантов условий самопро-
извольно могут протекать только те процессы, которые сопровождаются
уменьшением соответствующего термодинамического потенциала, а рав-
новесие достигается лишь при равенстве соответствующих термодина-
мических потенциалов некоторым минимальным величинам. Все приве-
денные выше соотношения строго выведены на основании первого и
второго законов термодинамики, истинность которых доказана всем хо-
дом развития естественных наук.
Адиабатические процессы в реальных природных процессах, по-
видимому, невозможны. Изотермичность, изобарность и изохорность
также, строго говоря, не характерны для природных процессов, однако
периодически в БГЦ-системах могут, по-видимому, возникать условия,
достаточно близкие к перечисленным, если, конечно, рассматривать дос-
таточно малые объемы и интервалы времени. Поэтому при изучении
природных БГЦ-систем наиболее полезными потенциалами могут ока-
заться Z и F.
Но главное, чем отличаются природные БГЦ-системы от рассмотрен-
ных выше простых систем, -- большое число параметров, определяющих
состояние систем и ход процессов.
Помимо изменения внутренней энергии и работы над внешними
телами (PV), в них могут происходить многочисленные химические, фи-
зико-химические, электромагнитные и прочие процессы. Только лишь в
результате взаимодействий с водой термодинамический потенциал сис-
темы может изменяться за счет работы, совершенной поверхностными,
капиллярными, осмотическими, ионно-адсорбционными силами. С учетом
этих процессов следует написать:
dZ≤ 1
n
i
idA
,dF≤ 1
n
i
idA
,
(VII.9)
где А1,А2,А3, ...,Ап -- виды работы, совершаемой этими силами.
Таким образом, в изобарно-изотермических или изохорно-
изотермических процессах изменение термодинамических потенциалов Z
и F равно сумме всех видов работы, происходящих в системе. Возмож-
ность выразить суммарное изменение энергии системы в результате не-
скольких процессов (часто протекающих одновременно) через изменение
одной величины -- термодинамического потенциала -- является одной из
основных причин столь широкого использования метода термодинамиче-
ских потенциалов при изучении состояния влаги в БГЦ-системах.
Рассмотрим отдельные составляющие суммарного изменения термо-
динамического потенциала.
1. Известно, что к поверхности почвенных частиц (как и любых дру-
гих твердых и жидких тел) приурочено силовое поле сложной природы,
воздействующее на молекулы воды, попадающие в это поле. Чаще всего
это взаимодействие обнаруживается в виде взаимного притяжения, и во-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
180
да «прилипает» к твердой поверхности частиц почвы. Для того, чтобы
«оторвать» некоторое количество воды от поверхности, необходимо со-
вершить некоторую работу dAад, например, подвергая влажную почву
действию пневматического давления (в мембранных прессах Ричардса),
гидравлического (вытесняя воду другими жидкостями), воздействуя через
твердую фазу (механический пресс Лебедева), помещая ее в искусствен-
ное гравитационное поле (в центрифуге) или, наконец, нагревая.
Работа dAад пропорциональна напряженности силового поля ( Pад),
величине поверхности твердой фазы (Sт) и толщине «оторванного» слоя
(dh):
dAад = --Pад Sт dh.
(VII.10)
Поскольку напряженность поля очень быстро падает по мере удале-
ния от поверхности, Рад очень резко изменяется по мере увели чени я тол-
щины пленки адсорбированной воды.
Размерность Рад -- работа/объем = давление. Поэтому Рад часто назы-
вают «адсорбционным давлением» (Б.В.Дерягин называет его «расклини-
вающим давлением»).
При самопроизвольном процессе в условиях нормальных температу-
ры и давления и в насыщенной влагой атмосфере происходит адсорбция
воды почвой. При этом энергия системы почва -- вода уменьшается (о чем
свидетельствует выделение «теплоты смачивания»). Следовательно, Рад
имеет отрицательное значение.
Так как ST dh = dV, можно (VII.10) выразить в виде
dAад = --Pад dV.
(VII.11)
2. Аналогичные рассуждения можно провести и в отношении капил-
лярных явлений, возникающих на поверхности раздела фаз: твердой --
жидкой -- газообразной. Поскольку и почвы, и растения почти всегда
содержат все три фазы, капиллярные явления распространены очень
широко. Только в затопленных почвах и в водных растениях капилляр-
ные явления могут отсутствовать. В этом случае работа dAк по «отсасы-
ванию» капиллярной влаги равна:
dAк = --PкSмdh= --PкdV,
(VII.12)
где Sм -- поверхность водных менисков. Рк по аналогии называют «капил-
лярным давлением»; величина его в почвах, впитывающих воду, также
отрицательна.
3. В почвах и растениях всегда присутствуют вещества, раство-
римые в воде. Большинство из них, растворяясь, взаимодействуют с во-
дой по типу «притяжения». Для удаления воды из раствора (например,
продавливая ее через полупроницаемую мембрану или при помощи элек-
тродиализа) также необходимо затратить работу (dAос):
dAос= --Pос dV,
(VII.13)
где Рос -- осмотическое давление в растворе.
Глава VII. Давление влаги в почве
181
4. Перемещение некоторого объема почвы вместе с содержащейся в
ней водой в поле земного тяготения также приводит к изменению энер-
гии (и термодинамических потенциалов) системы. При «падении»
почвы по отношению к воде совершается «отрицательная» работа:
dAгр = -- ghdM = -- hgρ dV,
(VII.14)
где g -- гравитационная постоянная, М -- масса воды, h -- расстояние вдоль
силовых линий поля, ρ -- плотность воды. Произведение hgρ можно
формально назвать «гравитационным давлением» (Ргр).
Учитывая все виды изменений давления влаги в системе, рассмотрен-
ные по необходимости очень кратко выше, можно записать:
(--Рад--Рк --Рос --Pгр)= --Рв,
(VII.15)
где Рв -- «полное» или «суммарное» давление влаги в системе.
Теперь изменение термодинамического потенциала Z равно:
dZ≤--SdT+Vdp--PадdV--PкdV--PосdV--PгрdV+
4
1
n
i
ndA
. (VII.16)
Таким образом, при необходимости все основные виды воздействий
на термодинамическое состояние влаги в почве и растениях могут быть
суммированы. В тех случаях, когда нужно узн ать величину отдельных
составляющих, использование полного давления также полезно, так как,
зная полное давление и некоторые его составляющие, можно по разности
вычислить неизвестные.
В изобарно-изотермических условиях уравнение (VII.16) сокращает-
ся до
dZ≤--PадdV--PкdV--PосdV--PгрdV+ 4
1
n
i
ndA
≤--РвdV+ 4
1
n
i
ndA
(VII.17)
Соответственно для изохорно-изотермического потенциала будут
действительны соотношения:
dF≤--SdT--pdV--PвdV+ 4
1
n
i
ndA
,
(VII.18)
иприdT=0,dV=0
dF≤--PвdV+
4
1
n
i
ndA
.
(VII.19)
Очень важно знать, как изменяется термодинамический потенциал при
изменении содержания влаги в системе. Для исследования подобных слу-
чаев Гиббс (Глобус, 1969, 1987; Нерпин, Чудн овский, 1967; Hanks, 1980;
Physical Aspects..., 1973) ввел представление о «химическом потенциале»,
равном производной одного из термодинамических потенциалов по массе
компонента системы:
11
1
jj
jjj j
FZFZP
nnV V
(VII.20)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
182
Химический потенциал воды часто называют «потенциалом влаги».
Для достаточно разбавленных растворов ρ ≈ 1 и μв ≈ Pв. Соответственно
μв =μад+μк+μос
(VII.21)
В дифференциальном виде уравнение (VII.21) при dT ≠ 0, dP ≠ 0 вы-
глядит так:
...
dd
T
d
P
d
n
TPn
(VII.22)
Необходимым условием справедливости всех приведенных уравнений
является взаимная независимость всех членов правой их части. Говоря
иными словами, изменение одного из членов не должно сказываться на
величине других производных. К сожалению, не приходится рассчиты-
вать, что в почвах или растениях это условие строго выполняется. Дейст-
вительно, изменение температуры приводит к изменению растворимости
различных веществ и изменению Рос; изменяется и поверхностное натя-
жение -- и, следовательно, Рк. Эти эффекты пока еще слабо изучены; сис-
тематическое их исследование в будущем позволит более точно пользо-
ваться ура вн ен иями (VII.16) -- (VII.22).
Другая, не менее существенная, трудность на пути применения тер-
модинамического подхода заключается в сложной структуре силовых
полей, их резких изменениях в пространстве. Так, если адсорбционное
давление непосредственно около поверхности твердой фазы почвы дос-
тигает десятков тысяч атмосфер ниже нуля (напомним, что нулевым дав-
лением считается давление на свободной поверхности чистой воды), то
уже на расстоянии 2.10-3 мкм оно едва ли ниже --2 атм (Воронин, 1986).
Рк при уменьшении диаметра капилляра от 1 мм до 1 мкм падает в
тысячу раз. Сильно уменьшается и Рос при высыхании почвы и повышении
концентрации легкорастворимых веществ (NaCl, СаСl2, КСl и др.). Вода в
любой системе спонтанно стремится «занять» места с наибольшей на-
пряженностью силовых полей. Эта особенность ее поведения, являющая-
ся прямым следствием 2-го закона термодинамики, приводит к тому, что
при медленных («квазиравновесных») изменениях влажности системы
давление влаги стремится выровняться в пределах системы так, чтобы Рад
на поверхности пленок было равно Рк на поверхности менисков самых
широких из занятых водой капилляров и Рос -- в изолированных полупро-
ницаемой перегородкой скоплениях воды (например, в вакуолях клеток
растений). Благодаря этому при изменении влагосодержания системы
происходит одновременное изменение толщины пленок воды, радиуса
заполненных водой капилляров и концентрации раствора и, следователь-
но, одновременное и приблизительно равное по скорости изменение дав-
ления воды. Таким образом, при анализе процессов, в которых происходят
значительные изменения влагосодержания сложных систем, необходимо
учитывать, что величина давления влаги чрезвычайно сильно зависит от
содержания влаги. Конкретный вид таких зависимостей довольно сложен и
Глава VII. Давление влаги в почве
183
для таких систем, как почвы и растения, не может быть вычислен на осно-
вании каких-либо немногочисленных физических свойств. Поэтому до на-
стоящего времени приходится определять Рв эмпирически. Методы таких
определений многочисленны и довольно сложны. Их анализу посвящен
следующий раздел.
VII.1. Методы определения полного давления влаги
Для решения широкого круга проблем, связанных с оценкой движения
влаги в БГЦ-системах и, в частности, в почвах, иногда можно ограничить-
ся измерением величины полного давления влаги. Но в ряде случаев для
более тщательного анализа приходится определять и отдельные состав-
ляющие полного давления влаги. Рассмотрим кратко основные методы,
применяющиеся для измерения давления влаги. Начнем с методов изме-
рения полного давления влаги.
VII.1.1. Криоскопические методы
Известно, что снижение давления влаги в системе сопровождается
понижением температуры ее замерзания. Количественная зависимость
между этими явлениями выведена Эдлефсеном и Андерсеном (Глобус,
1969, 1987) следующим образом.
При термодинамическом равновесии химические потенциалы всех
фаз системы равны, то есть Zжидк = Zлед
При изменении каких-либо условий в системе они изменятся на ве-
личину dZж= dZл. В соответствии с (VII.7) dZ = --SdT + Vdp. Следователь-
но,
VжdPж--SжdT=VлdPл--SлdT.
(VII.23)
После перегруппировки членов получим:
VжdPж--VлdPл =SжdT--SлdT.
(VII.24)
Разделим обе части уравнения на dT:
лл
жжVdP
VdP
dT dT
= Sж-- Sл.
(VII.25)
Но, как известно из термодинамики (Киреев, 1955),
Sж--Sл= l
T,
(VII.26)
где l -- теплота плавления льда.
Подставляя (VII.26) в (VII.25), получим
лл
жжVdP
VdP
dT dT
=l
T.
(VII.27)
При замерзании некоторой части почвенной влаги количество жидкой
фазы уменьшается, она содержится в более тонких пленках и капиллярах,
находится под более низким давлением (или, как часто говорят, под более
высоким натяжением). Следовательно, dPж/dT < 0. В то же время кри-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
184
сталлы льда, не имея гидравлической связи с водой, «освободились» от
давления, существующего в жидкой фазе. Поэтому давление, действую-
щее на кристаллы, уже не изменяется при изменении Т. Следовательно,
dPл /dT = 0 и уравнение (VII.27) можно переписать в виде
жж
VdP
dT=l
T илиdPж=
ж
ldT
TV
(VII.28)
После подстановки значений l, Т и Vж оказывается, что снижение
давления на жидкую воду на 1 атм приводит к уменьшению температуры
замерзания на 0.0824° С. Аналогичным образом можно показать, что и в
случае осмотического давления
dZос= --VdPос= --
ж
ldT
TV.
(VII.29)
Однако в случае одинакового изменения давления (например, пневма-
тического) и над жидкой водой, и над льдом (т.е. при dPж = dPл), уравне-
ние (VII.27) сохраняется в полном виде.
Преобразовав его к виду
dPж (л)=
жл
()
ldT
TVV
--Δ
ldT
TV,
(VII.30)
после подстановки обнаружим, что снижение пневматического давления
на 1 атм приводит к повышению температуры замерзания воды на
0.0075 °С.
Таким образом, изменение внешнего (например, пневматического)
давления оказывает иное (не только по величине, но и по знаку) влияние
на температуру замерзания влаги в системе, чем адсорбционные, осмоти-
ческие и капиллярные явления. Поэтому они могут быть объединены в
виде суммы, и именно их сумма и определяется при помощи криоскопи-
ческих методов.
Криоскопические методы подразделяются на два варианта. В первом
из них определяется температура замерзания наименее «связанной» части
влаги; во втором -- измеряется количество льда, образовавшегося при за-
данной отрицательной температуре.
Для определения температуры замерзания влаги образец тела (почвы
или растения), содержащего влагу, медленно охлаждается до тех пор, пока
не начнется кристаллизация льда. Этот процесс обычно происходит до-
вольно бурно, и охлаждение системы на некоторое время сменяется ее
разогреванием (или, по крайней мере, заметным снижением скорости ох-
лаждения в результате выделения скрытой теплоты плавления). При этом
температура системы скачкообразно повышается до температуры замерза-
ния (или, во всяком случае, до величины, близкой к ней). При значитель-
ном переохлаждении почвы и низкой влажности субстрата, тепла, выде-
ляющегося при замерзании, может оказаться недостаточно для нагрева-
ния переохлажденной системы до истинной температуры замерзания.
Глава VII. Давление влаги в почве
185
Поэтому во избежание слишком глубокого переохлаждения системы це-
лесообразно, как только температура системы окажется на 1--1.5° ниже
ожидаемой температуры замерзания, спровоцировать замерзание легким
постукиванием по образцу или термопаре. Многочисленные опыты пока-
зали, что криоскопический метод дает наилучшие результаты в диапазоне
давления влаги от --1 до --20 атм, что соответствует приблизительно диа-
пазону доступной для растений почвенной влаги. При более высоких дав-
лениях влаги, вода, расширяясь при замерзании, может оказать механиче-
ское давление на незамерзающую влагу и тем самым привести к завыше-
нию температуры замерзания. При более низкой влажности тепла, выде-
ляющегося при замерзании, недостаточно для достижения истинной тем-
пературы замерзания или даже для четкого проявления «пика» на кривой
охлаждения. В последнем случае определить температуру замерзания, ви-
димо, невозможно.
В нашей работе (Судницын, 1979) мы придерживались следующей
техники измерений. Образцы почвы помещались в охлаждающую смесь
(снег с солью) или в холодильник. В образцы вводились датчики темпе-
ратуры: термометры Бекмана, термометры сопротивления или, чаще все-
го, один из спаев термопары, другой спай которой находился в среде с
точно известной температурой, например, в сосуде с тающим льдом, т.е.
при 0°. Термопары изготавливались из медных и константановых про-
водников сечением 0.5--1 мм2. Напряжение в цепи измерялось зеркаль-
ными гальванометрами типа М 196/2.
Масса образца не превышала 50--100 г, в противном случае процесс
измерения слишком затягивался. Температура охлаждающей смеси или
холодильника поддерживалась на 3--5° ниже ожидаемой температуры
замерзания, чтобы избежать слишком глубокого переохлаждения образ-
ца и слишком быстрого снижения его температуры, так как это может
привести к «смазыванию» температурного скачка при замерзании влаги.
Обычно скорость снижения температуры поддерживалась на уровне 0.1--
0.3 град/мин. Для предотвращения слишком резких перепадов темпера-
туры в образце и для ускорен ия процесса измерений образцы предвари-
тельно выдерживались при температуре +1° в течение нескольких часов,
а затем быстро переносились в измерительную камеру.
Точность измерений температуры была не ниже ± 0.02°, что соответ-
ствует приблизительно ± 0.25 атм.
Предпринимались попытки измерять давление влаги этим методом не
только в почве, но и в растениях (Судницын, 1979).
Криоскопический метод используется и в иной модификации: вме-
сто определения температуры замерзания фракции наиболее «свободной»
влаги, измеряется количество льда, образовавшегося при заданной отрица-
тельной температуре. Количество льда определяется или калориметриче-
ски (по количеству тепла, поглощающегося при оттаивании почвы), или
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
186
дилатометрически (по изменению объема почвенного раствора при замер-
зании), или по изменению диэлектрических свойств почвы (Нерпин,
Чудновский, 1967).
Этот метод был использован нами в следующем варианте. Образцы
почвы весом 10 -- 20 г в течение суток выдерживаются в холодильнике, где
поддерживается постоянная отрицательная температура, после чего быстро
переносятся в жидкостный калориметр. Быстрота переноса необходима для
того, чтобы образец не успел нагреться от окружающего воздуха и на его
поверхности не сконденсировалась влага. Затраты тепла на таяние льда и
нагревание воды, льда, почвы и капсулы, вмещающей почву, вызывают
понижение температуры в калориметре. Измерив возможно более точно
это понижение (мы проводили измерение термометром Бекмана с точно-
стью до ± 0.001° С), нетрудно было рассчитать количество льда в образце.
Зная влажность образца, по разности вычисляли содержание влаги, не за-
мерзающей при данной температуре. Чтобы влажность в течение опыта
оставалась неизменной, образцы помещались в плотно завязанные или за-
клеенные резиновые мешочки.
Перед каждым измерением уравнивались температуры калориметра и
окружающей среды. Кроме того, непосредственно перед началом и по
окончании измерения определялась скорость «дрейфа» температуры в
калориметре и средняя величина этого дрейфа вычиталась из общего из-
менения температуры калориметра.
Этот вариант криоскопического метода не дает возможности непо-
средственно и тотчас же определить давление влаги при данной влажности
почвы. Поэтому вначале определялось количество незамерзшей влаги при
различных температурах (например, при --1, --2, --3, --4°), что приблизи-
тельно соответствует давлению влаги --12.5, --25, --37.5, --50 атм. По этим
данным строилась зависимость температуры замерзания от влажности, и
уже по этой зависимости определяли давление влаги, соответствующее
любой влажности почвы.
Сравнивая два варианта криоскопического метода, следует отметить,
что метод определения температуры замерзания отличается простотой,
быстротой и оперативностью в получении информации о давлении поч-
венной влаги. В то же время этот метод не обладает высокой точностью,
так как быстрое охлаждение образца препятствует установлению термо-
динамического равновесия, для которого и выведены основные термоди-
намические соотношения. Калориметрический метод обеспечивает тер-
модинамическое равновесие, но гораздо более трудоемок, длителен и
требует более сложного оборудования (холодильные камеры с терморе-
гулятором, калориметр и пр.).
Общим слабым местом всех криоскопических методов является то об-
стоятельство, что снижение температуры влияет на растворимость многих
веществ, гидратацию коллоидов и поверхностное натяжение воды. Все это
Глава VII. Давление влаги в почве
187
сильно сказывается на величине давления влаги. Так, в почве присутст-
вуют органические вещества, молекулы которых включают в себя поляр-
ные группы (карбоксильные и гидроксильные), энергично взаимодейст-
вующие с водой. Молекулы этих веществ концентрируются преимущест-
венно на поверхности раздела «жидкость -- газ», причем располагаются
они таким образом, что гидрофильные концы молекул направлены вглубь
раствора. Такое расположение приводит к значительному снижению по-
верхностного натяжения раствора и, следовательно, повышению его по-
верхностного давления. Например, изовалериановая кислота при концен-
трации 0.25 М снижает поверхностное натяжение воды более, чем в 2
раза. При снижении температуры растворимость органических веществ,
как правило, уменьшается. Например, растворимость щавелевой и янтар-
ной кислот при снижении температуры с 30° до 0° падает в 3.5 раза.
Вследствие этого, по закону Гиббса, должно соответственно снизиться и
количество вещества, абсорбированного на поверхности жидкости, что
приведет к повышению поверхностного натяжения.
Экспериментальное подтверждение этой гипотезы мы встречаем в
работах Гарднера (Глобус, 1969, 1987). По его данным понижение тем-
пературы почвы с 25° до 0° при влажности, равной половине полевой
влагоемкости, сопровождалось уменьшением капиллярного давления с
--0.38 до --0.47 атм в песчаной почве, с --0.28 до --0.47 атм -- в суглини-
стой и с --0.42 до --0.58 атм -- в торфянистой, то есть на 24, 68 и 38% со-
ответственно. По нашим данным (Судницын, 1979) на светло-
каштановой почве повышение температуры от 20° до 38° приводило к
повышению капиллярного давления от --0.30 до --0.24 атм, то есть также
на 25% от первоначальной величины. Учитывая это, необходимо в дан-
ные, полученные криоскопическим методом, вносить поправки, корректи-
рующие понижение давления, происходящее при охлаждении почвы.
VII.1.2. Гигроскопические методы
Одним из хорошо изученных явлений в физике и физической химии
оказалось влияние поверхностно-адсорбционных, капиллярных и осмоти-
ческих сил на относительную упругость водяного пара, находящегося в
равновесии с влагой в изучаемой системе (Глобус, 1969, 1987).
Известно, что при равновесных процессах в изотермических услови-
ях потенциал Z газа или пара связан с его упругостью зависимостью
dZ=VdP.
(VII.31)
Если в ходе процесса P очень медленно (обратимо, квазиравновесно)
изменилось от P1 до P2, то изменение Z равно:
∆Z=
2
1
P
P VdP
.
(VII.32)
Допустив, что водяной пар подчиняется закону, справедливому для
идеальных газов (PV= RT), получим:
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
188
∆Z=RT 2
1
2
1
ln
P
P
P
dP
VR
T
PP
.
(VII.33)
Если P1 равно упругости насыщенного пара в атмосфере (P0), то
∆Z=RT 0
lnP
P,
(VII.34)
где P/P0-- относительная упругость водяного пара.
Отнеся ∆Z к одному молю воды (М), получим
--
0
Δ
ln
ZR
T
P
MM
P
.
(VII.35)
∆Z/М есть химический потенциал пара (μп). Но поскольку в равно-
весном состоянии химический потенциал одинаков во всех фазах, химиче-
ский потенциал жидкой влаги также равен
--μж=--μп=
0
ln
RTP
MP
.
(VII.36)
Соответственно полное давление влаги (Рв) равно
−Pв= −μвρж=
ж
0
ln
RTρ P
MP
=
ж0
ln
RTP
VP
,
(VII.37)
где Vж -- мольный объем жидкой влаги.
Можно показать, что каждая из составляющих полного давления
влияет на величину равновесной относительной упругости пара (P/P0).
1. Так, при воздействии на измеряемую систему механического (пнев-
матического или гидравлического) давления (Pг) изменение давления вла-
ги будет равно
∆Z=
2
1
г
P
P VdP
.
(VII.38)
Но поскольку вода обладает чрезвычайно малым коэффициентом
сжатия, им можно пренебречь, принять V = const, и тогда
∆Z=V2
1
г
P
PdP
= V∆Pг.
(VII.39)
Отсюда следует:
∆Pг= Z
V
(VII.40)
или, учитывая (VII.34),
∆Pг=--
ж0
ln
RTP
VP
,
(VII.41)
при P1= 0 ∆Pг= Pг.
Глава VII. Давление влаги в почве
189
2.Что касается осмотического давления растворов (Pос), то оно, как
известно из физической химии, измеряется высотой столба чистой во-
ды, контактирующего с раствором через полупроницаемую перегородку
и находящегося с ним в термодинамическом равновесии. Таким образом,
рос равно гидравлическому давлению (Pг) в нижней части столба чистой
воды, но взятому с обратным знаком:
Pос= --Pг.
(VII.42)
Подставляя (VII.42) в (VII.41), получим:
--Pос =
ж0
ln
RTP
VP
.
(VII.43)
Зависимость между осмотическим давлением и относительной упру-
гостью пара для различных систем неоднократно исследовалась теорети-
чески и экспериментально (Глобус, 1969).
3.Менисковое давление, вызывающее подъем воды в капиллярах (Pк),
измеряется по высоте столба воды над плоской поверхностью жидкости в
состоянии равновесия. Следовательно, Pк равно по величине, но обратно
по знаку гидравлическому давлению (Pг), которое существовало бы в
нижней части столба жидкости, находящегося в капилляре, если бы по-
верхность мениска была не вогнутой, а плоской (т.е. при отсутствии «ка-
пиллярных сил»):
Pк = --Pг.
(VII.44)
Учитывая уравнения (VII.44) и (VII.41), будем иметь:
--Pк =
ж0
ln
RTP
VP
.
(VII.45)
Поскольку капиллярное давление под вогнутыми менисками отрица-
тельно, равновесная уп руг ост ь пара над ними тем меньше, чем меньше
радиус кривизны мениска, в соответствии с известной формулой Лапласа:
--Pк=--
0
2()
PP
r
=
0
ln
RTP
VP
,
(VII.46)
где σ -- поверхностное натяжение на границе жидкость -- газ.
4. Что касается поверхностного (адсорбционного) давления, обуслов-
ленного непосредственным взаимодействием поверхности твердой фазы
с водой, образующей более или менее тонкую пленку, то эксперименталь-
но доказано значительное уменьшение равновесной относительной упру-
гости пара по мере уменьшения толщины адсорбированной пленки воды.
В соответствии с формулой Брунауэра--Эммета--Теллера (Воронин, 1986),
действительной в диапазоне 0.6 >
0
P
P > 0.05,
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
190
1
0
1
1
PW
P
a
W
,
(VII.47)
где W-- влажность почвы, W1 -- влажность, соответствующая пленке
воды толщиной в 1 молекулу воды, а -- теплота адсорбции этого слоя.
Прологарифмировав это уравнение и умножив обе части на RT
V , полу-
чим значение «адсорбционного давления» влаги (Pад):
--Pад =
0
ln
RTp
Vp
=ln
RT
V
1
1
1
Wa
W
.
(VII.48)
Следовательно, зная относительную упругость пара, находящегося в
равновесии с жидкой влагой, легко определить и давление влаги (см.
табл. VII.1) для 20°С (Судницын, 1979).
Таблица VII.1
Относительная
упругость пара, % Давление влаги,
атм
Относительная
упругость пара, % Давление влаги,
атм
100
0.0
80
--297.2
99
--13.4
75
--383.2
98
--26.9
70
--475.0
97
--40.5
60
--680.4
96
--54.3
50
--923.3
94
--82.4
40
--1220.6
92
--111.0
30
--1603.8
90
--140.3
20
--2143.9
85
--214.0
10
--3067.2
Гигроскопические методы измерения полного давления влаги, как и
криоскопические, могут применяться в двух вариантах: активном и пас-
сивном. В активном задается относительная уп ругость пара, а измеряют-
ся изменения влажности почвы; в пассивном задается влажность почвы, а
измеряется относительная упругость пара.
Активный вариант не позволяет определять давление влаги непосред-
ственно в образцах, извлеченных из почвы или растения, но он удобен для
определения зависимости между влажностью и давлением влаги. Зная та-
кую зависимость, не представляет труда определить давление по данным о
влажности.
Глава VII. Давление влаги в почве
191
Требующаяся относительная упругость пара создается при помощи
насыщенного раствора различных солей или растворов какого-либо веще-
ства с известной концентрацией (например, КОН или H2SO4).
Общее требование, предъявляемое ко всем гигроскопическим мето-
дам, заключается в необходимости соблюдать высокую термостатич-
ность. В самом деле: при влажности воздуха, близкой к полному насы-
щению, и температуре 20°С изменение температуры в каком-либо участ-
ке системы, где устанавливается гигроскопическое равновесие, на 1° при-
ведет к соответствующему изменению относительной упр угости пара на
5.8%, что, в свою очередь, соответствует изменению давления влаги на
80 атм. Следовательно, для стабилизации давления влаги в пределах 1
атм нужно обеспечить термостатичность системы не хуже ±0.01°. При
отсутствии столь высокой термостатичности пары воды диффундируют
из зоны более высокой температуры, где их упругость выше, в зону более
низкой температуры, где упруг ост ь пара ниже, и там конденсируются.
VII.1.2.1. Метод гигроскопического равновесия в модификации
И.И. Судницына
Для поддержания высокой термостатичности в данном методе стан-
дартные растворы серной кислоты и образцы почвы в стеклянных бюксах
ус танавливали в металлические коробки, которые заворачивали в поли-
этиленовую пленку и помещали в эксикаторы, нижнюю часть которых
заливали парафином (Судницын, 1979). Изоляция нижней части эксикато-
ра вызвана тем, что даже в условиях, близких к термостатическим, в любом
объеме неизбежно возникает некоторый вертикальный градиент темпера-
тур, вызванный стеканием холодных струек воздуха вниз и подъемом
более теплых вверх. Если нижнюю часть эксикатора не изолировать, то,
как показали многочисленные оп ыты, происходит диффузия пара из сред-
ней его части, где установлен ы образцы, к днищу, где пар конденсируется.
Эксикаторы помещались в чехлы из плотной ткани и устанавливали сь в
камеры, где температура стабилизировалась с точностью ±1°. Все пред-
принятые меры позволили уменьшить колебания температуры в коробках
с бюксами до ±0.02--0.03°. Следовательно, отклонения давления влаги в
системе от среднего не превышали 2--3 атм. Это позволило начать гигро-
скопические определен ия с полного давления --10 атм, а в засоленных
почвах, где гистерезисные явления выражены слабо, даже с --5 атм.
При установлени и гигроскопического равновесия были приняты сле-
дующие уровни давления влаги: --10, --20, --50, --100 и --200 атм. Первые
четыре уровня соответствуют концентрациям раствора серной кислоты:
2.07, 4.1, 9.1, 15.0 %. Давление --200 атм создавалось насыщенным раство-
ром хлористого калия. Перед началом опыта образцы почвы с ненарушен-
ными структурными отдельностями увлажняли до насыщения и помещали
в эксикаторы вместе со стандартными растворами, осмотическое давление
которых равнялось --10 атм. Через 10 суток образцы взвешивали и, если
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
192
вес их уменьшался, вновь выдерживали 10 суток над растворами и взве-
шивали, и так до наступления равновесия. По достижении равновесия рас-
твор в бюксах заменяли на более концентрированный и вновь добивались
равновесия, уже при более низкой упругости пара. Таким образом, опреде-
лялась влажность почвы, соответствующая каждому из заданных уровней
давления. Для ус корен ия достижения равновесия толщина слоя почвы в
бюксах не превышала 20 мм для легких по гранулометрическому составу
почв и 5--10 мм -- для средних и тяжелых.
VII.1.2.2. Психрометрический метод (психрометр конструкции
И.И.Судницына)
В пассивном варианте гигроскопических методов используется пси-
хрометрический способ, в котором почва помещается в камеру, и после
достижения равновесия давления влаги в почве и камере измеряется отно-
сительная упругость пара в камере (Судницын, 1979). Изменение давления
влаги в почве (или в растении) на 1 атм соответствует изменению отно-
сительной упругости пара приблизительно на 0.0007, или на 0.07 %. Та-
кой чувствительности и точности не обеспечивал ни один из существо-
вавших до 1958 г. типов гигрометров или психрометров. В 1958 г.
Ричардc (Глобус, 1969, 1987) предложил оригинальное психрометриче-
ское ус тройс т в о, пригодное для измерений с требующейся точностью.
Оно состояло из прецизионного термостата, поддерживавшего в рабочем
объеме постоянную температуру с точностью до 0.001°С. В этом объеме
и выдерживались образцы почв или растений. После того, как упругость
пара над образцами достигала равновесных значений, определялась раз-
ность температур между двумя спаями дифференциальной термопары,
один из которых был сухим, а другой заранее смочен каплей воды. Чувст-
вительность измерительной схемы позволяла, в принципе, обнаруживать
изменения относительной упругости пара величиной 0.05 %, однако ис-
парение воды с мокрого спая термопары, происходившее в течение всего
времени достижения равновесия (а оно продолжалось несколько часов),
приводило к повышению упругости пара в рабочем объеме, снижая тем
самым точность определений. Чтобы устрани ть этот недостаток, для ув-
лажнения одного из спаев был использован «эффект Пельтье» (Глобус,
1969, 1987), заключающийся в том, что при прохождении через цепь тер-
мопары постоянного электрического тока один из спаев охлаждается, и на
нем происходит конденсация влаги. После выключения внешней электро-
движущей силы в цепи возникает собственная ЭДС, зависящая от разно-
сти температур между сухим и мокрым спаями. Однако при использова-
нии эффекта Пельтье в процессе охлаждения одного из спаев также про-
исходит трудно учитываемое искажение равновесного поля температуры
и упруг ост и пара, снижающее точность измерений.
Глава VII. Давление влаги в почве
193
С целью ус транен и я этих недостатков нами была предложена
ус тановка (авторское свидетельство № 311191), в которой, кроме того,
были произведены упрощения, которые позволили бы изготавливать и
эксплуатировать ее в услов иях рядовых почвенных и физиологических
лабораторий (Судницын, 1979).
Рис. VII.2. Психрометрическое устройство (схема): А -- устройство в целом,
Б -- рабочая камера (объяснения в тексте)
В этой установке в качестве термостатирующего устройства исполь-
зуется ультратермостат любой конструкции, обеспечивающий постоян-
ство температуры в пределах ±0.03°. Эта точность, конечно, недостаточ-
на даже для приблизительных измерений, так как при высокой влажности
воздуха изменение температуры в каком-либо участке рабочего объема
на 0.03° приведет к изменению упругости пара, эквивалентному измене-
нию давления влаги на 4 атм. Поэтому в ультратермостат помещается
внутренний стакан (рис. VII.2), заполненный водой. Вследствие высокой
теплоемкости воды, амплитуда колебаний температуры во внутреннем
стакане несколько меньше, по сравнению с ультратермостатом, не пре-
вышая 0.01°. В крышке внутреннего стакана закрепляется несколько ци-
линдров (4), предназначенных для размещения в них рабочих камер, и
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
194
мешалка, соединенная с электромотором. Рабочие камеры представляют
собой стаканчики (15) с навинчивающейся крышкой (16). К ним прикре-
плены трубки (6), в которых проходят электрические проводники (17),
соединяющие медно-константановые термопары (8) с гальванометром
(9). Рабочие камеры представляют собой цилиндрические стаканчики из
нержавеющего материала объемом около 30 см3. Термопары закреплены
в стеклянных трубках (7), передвигающихся в металлических (6). Сухой
спай термопары находится на расстоянии 3--5 мм от нижнего конца стек-
лянной трубки, мокрый спай -- на расстоянии 10 мм. Спаи могут быть
изготовлены как при помощи спайки, так и путем сваривания. Форма и
размеры спаев должны быть одинаковыми. Стеклянные трубки обжима-
ются в трубке металлической войлочными или резиновыми муфтами,
препятствующими свободному передвижению воздуха и пара, но позво-
ляющими без больших уси лий опускать и поднимать их. На нижний и
верхний концы стеклянных трубок плотно надеваются ограничительные
кольца, предотвращающие выпадение трубок из наружной металлической
трубки. К дну рабочей камеры прикрепляется цилиндр (12) из тонкой ла-
тунной сетки, внутри которой помещается капсула (13) с водой для сма-
чивания мокрого спая термопары. Размеры капсулы -- 10 мм в высоту и
10 мм в диаметре. Проводники от термопар через коллекторный переклю-
чатель подводятся к гальванометру чувствительностью не менее 10-7 вольт
на мм шкалы. Можно использовать, например, гальванометры типа М
21/4 с внутренним сопротивлением порядка 10 Ом.
Процедура измерений заключается в следующем. Образец исследуе-
мого материала (5) помещается между стенками рабочей камеры и сетча-
тым цилиндром, на дно капсулы помещается капля дистиллированной
воды, после чего она заклеивается восковой бумагой (14) и опускается на
дно сетчатого цилиндра. Затем камера навинчивается на крышку, встав-
ляется во внутренний стакан и в таком положении выдерживается при
включенном терморегуляторе 4 часа до полного выравнивания темпера-
туры в рабочей камере. Чтобы изменения температуры в лабораторном
помещении не влияли на температуру внутри установки, ее помещают в
воздушный термостат, где температура колеблется не более, чем на 1°.
После достижения равновесия стеклянная трубка опускается, нижний
спай термопары перфорирует восковую бумагу, закрывающую капсулу, и
ув лажняется. После того, как стеклянная трубка вновь поднимается до
уп ора, вода с мокрого спая начинает испаряться, он охлаждается, между
спаями возникает разность температур и, следовательно, разность элек-
трических потенциалов, измеряемая при помощи гальванометра. Чем
меньше равновесная упругость пара над образцом, тем больше скорость
испарения и, следовательно, разность температур между сухим и мокрым
спаями, тем выше сила тока в цепи термопары. В интервале относитель-
ной упругости пара 90--100% зависимость между давлением влаги и де-
Глава VII. Давление влаги в почве
195
фицитом относительной влажности воздуха (1 -- P/P0) близка к прямоли-
нейной (табл. VII.1). Поэтому в этом интервале абсолютная величина
давления влаги и сила тока в цепи термопары также практически пропор-
циональны.
Величина разности температур между сухим и мокрым спаями и,
следовательно, электродвижущая сила зависят, конечно, не только от
относительной упругости пара в камере, но и от формы спаев, объема
воздушного пространства в камере, расстояния между спаями и поверх-
ностью образца и ряда других факторов. Поэтому для каждой пары спаев
необходимо было провести экспериментальную калибровку, т.е. устано-
вить зависимость между показаниями гальванометра и давлением влаги в
изучаемом объекте. Для этого использовали стандартные растворы саха-
розы с концентрацией 0.5 М, 1 М и 2 М, давление влаги в которых было
соответственно равно --14, --32, --60 атм. Этими растворами обильно сма-
чивали жгуты из ваты, которые затем ук ладывали в рабочие камеры. Ка-
либровка периодически повторялась, и в случае изменения зависимости
между потенциалом влаги и ЭДС спаи промывались водой, спиртом или
ацетоном для удаления загрязняющих веществ.
При соблюдении этих предосторожностей средняя квадратическая
ошибка отдельного измерения на описанной установке не превышала ±2
атм. Соответственно при 6-кратной повторности измерений средняя квад-
ратическая ошибка среднего арифметического уменьшается до ±0.5 атм,
что вполне достаточно для многих видов почвенно-гидрологических ис-
следований в зоне неустойчивого и недостаточного увлажнения (Судни-
цын, 1979).
Таким образом, наиболее широко распространены три группы мето-
дов определения полного давления влаги в почвах и растениях. Каждый из
этих методов имеет наряду с достоинствами и недостатки. Для их оценки
нами были предприняты сравнительные исследования (Судницын, 1979).
При измерении давления почвенной влаги сравнивались результаты, по-
лученные криоскопическим (по температуре замерзания почвенной влаги)
и психрометрическим методами. Напомним, что кроме чисто технических
причин могут существовать и принципиальные возражения против при-
менения криоскопического метода. Так, Болт и Фрисел (Глобус, 1969,
1987) сомневаются в том, что энтропия почвенной влаги равна энтропии
чистой воды и что, следовательно, уравнение (VII.28) верно.
Исследования проводились на образцах тяжелосуглинистого
чернозема (Каменная Степь Воронежской обл.). Образцы почвы весом
10 г увлажнялись до 40%-ной влажности (эта величина несколько превы-
шает полевую влагоемкость) и медленно подсушивались в сосуде, где
относительная влажность воздуха поддерживалась на уровне 90 %. Вы-
сыхание образцов длилось 3 недели; за это время измерение их влажно-
сти (по весу) и давления влаги производилось 15 раз. Данные одновре-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
196
менных криоскопических и гигроскопических измерений (рис. VII.3.)
образуют на графике довольно компактную полосу рассеивания, которая
может быть разделена на два участка: 1) в интервале влажности 42--27 %
средняя линия полосы рассеивания почти параллельна оси влажности;
2) в интервале влажности 15--27 % она расположена под углом к коорди-
натным осям и также представляет собой (в первом приближении) пря-
мую линию. О последнем достаточно убеди те л ьн о свидетельствует высо-
кий коэффициент корреляции (R) между значениями логарифмов абсо-
лютной величины давления почвенной влаги и величинами влажности
почвы в этом интервале. Для психрометрических определен ий R = --0.96
±0.01 и для криоскопических R = --0.92 ± 0.06. Прямая линия, описываю-
щая зависимость между логарифмом абсолютной величины давления вла-
ги и влажностью почвы в интервале влажности 15--27%, проведена при
помощи метода наименьших квадратов. Вначале были построены две
прямых: для психрометрических и криоскопических измерений отдельно,
однако они практически совпали, что свидетельствует, по-видимому, о
справедливости допущений, лежащих в основе криоскопического метода,
и достаточно высокой его точности. Не исключено, конечно, что при более
точных измерениях на более однородных объектах и обнаружатся какие-
либо систематические различия в результатах, полученных этими метода-
ми. При исследовании же почвенного материала такие различия, если и
существуют, то пренебрежимо малы по сравнению с неоднородностью
почвенного материала, неравномерностью распределения влаги в почве и
ошибками, обусловленными самой техникой измерений.
Рис. VII.3. Зависимость между полным давлением почвенной влаги (Рп) и влаж-
ностью почвы (W, % от веса); чернозем мощный суглинистый: 1 -- данные пси-
хрометрических и 2 -- криоскопических определений
Глава VII. Давление влаги в почве
197
Отклонения отдельных точек от средней линии, вызванные этими
факторами, характеризуются величиной 2
Δlg
1
P
n
,
где п -- количество измерений.
Для психрометрических измерений = ±0.11, для криоскопических
±0.16. Таким образом, точность психрометрического метода в 1.5 раза
выше криоскопического. Но в то же время психрометрические измерения
отнимают больше времени. Поэтому повторность психрометрических
измерений вынужденно окажется меньшей, чем криоскопических, и в
результате точность средних арифметических может оказаться одинако-
вой.Что же касается диапазона давления влаги, в котором возможны из-
мерения сравниваемыми методами, то, как видно из рис. VII.3, психро-
метрический метод обеспечивает получение достаточно воспроизводи-
мых данных в диапазоне от --4 до --60 атм, а криоскопический -- в диапа-
зоне от --2 до --20 атм.
Психрометрический метод можно использовать в полевой обстанов-
ке, если применять технику «
пассивного» термостатирования, не тре-
бующую технического тока. Мы проводили измерения, установив термо-
стат в грунт на дне блиндажа, на глубине, где не проявляется суточная
динамика температуры. Использование криоскопических методов в таких
условиях невозможно, если отсутствуют запасы льда.
VII.1.2.3. Метод «нулевого изменения влажности» образца
(модификация И.И.Судницына)
Принцип гигроскопического равновесия может быть использован и в
ином варианте, когда измеряется не изменение влажности исследуемого
объекта и не равновесная упругость пара, а изменение влажности (или
иных параметров) стандартных растворов. Так, Барджер (Судницын,
1979) использовал этот вариант метода для измерения потенциала влаги в
растворах. Для этого он помещал каплю исследуемой жидкости и каплю
раствора сахарозы с известной концентрацией в стеклянный капилляр.
Капли были разделены пузырьком воздуха, чтобы между ними не было
прямого гидравлического контакта. Если давление влаги в исследуемом
объекте выше, чем в растворе сахарозы, то будет выше и уп ругость пара,
который будет диффундировать в раствор сахарозы и увеличивать объем
его капли. Объем капли легко определить при помощи катетометра. Если
же давление влаги в объекте ниже, то объем капли раствора сахарозы
будет, соответственно, умень шаться. Проведя серию таких определений с
растворами сахарозы разной концентрации, легко выбрать такую концен-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
198
трацию, при которой объем капель не изменяется. В этом случае давления
влаги в объекте и в растворе сахарозы равны. При незначительном изме-
нении техники этот способ можно использовать для определения полного
давления не только в жидких, но и в твердых объектах (почва, растения).
Несколько иную модификацию этого способа предложили Урш-
прунг и Блюм (Судницын, 1979). Исследуемый объект они помещали в
уг лубление на дне камеры, а капилляры со стандартными растворами за-
крепляли в ее крышке. В этом варианте возрастают требования к термо-
статичности установки, так как увеличивается расстояние между иссле-
дуемым объектом и стандартным раствором.
Об изменении концентрации стандартного раствора можно судить не
только по изменению его объема, но и по другим свойствам, например,
по электропроводности, если это -- раствор электролита. Преимущество
такого способа заключается в возможности дистанционных и автомати-
ческих измерений. Этот принцип был использован при создании об-
ширного семейства гигросорбционных датчиков влажности воздуха
(Глобус, 1969, 1987). Такие датчики предложено называть «резистивными
гигрометрами»; часто он и называются также электролитическими гигро-
метрами. Одним из первых был вариант, разработанный для радиозонда.
В дальнейшем были предложены многочисленные варианты, содержав-
шие основу из непроводящего материала, на которой закреплялись элек-
троды и между электродами находился гигроскопичный электролит, чаще
всего хлористый литий.
Однако все предлагавшиеся устройства сохраняли устойчивую зави-
симость между относительной упругостью пара и электропроводностью
гигроскопичного элемента лишь при относительной упругости пара не
выше 95--97 %, т.е. в интервале влаги, уже недоступной для большей час-
ти растений. И, что самое главное, все они не были защищены от попада-
ния влаги в гигроскопический элемент при помещении их в почву. Попа-
дание же раствора в электролит неминуемо привело бы к порче датчика,
так как при этом либо гигроскопичные соли вымывались из элемента,
либо в него вносились соли из почвенного раствора, и в обоих случаях
нарушалась бы калибровочная зависимость между относительной упру-
гостью пара (давлением влаги) и электропроводностью датчика.
Для преодоления этих недостатков необходимо было подобрать гиг-
роскопичный материал, который реагировал бы на изменение относи-
тельной упругости пара в интервале 98--100 %, и предусмотреть устройст-
во, предотвращающее попадание почвенного раствора в электролит.
В качестве такого гигроскопичного материала можно использовать соли,
давление влаги в насыщенных растворах которых находится в интервале
от --20 до -- 40 атм. К числу таких солей относятся K2SO4, Ba(NO3)2. При-
годны и некоторые другие соли, но они недостаточно стабильны и могут
разлагаться при освещении, повышении температуры.
Глава VII. Давление влаги в почве
199
Рис. VII.4. Гигроскопическое устройство для непрерывных измерений полного
давления почвенной влаги в полевых условиях (схема): 1 -- патрон, 2 -- перфориро-
ванное дно патрона, 3 -- кольцевой поплавок, 4 -- нить, 5 -- капсула, 6 -- электро-
ды, 7-- гигроскопический материал, 8 -- проводники
Для защиты солей от попадания почвенного раствора они размещают-
ся в капсуле, находящейся на поплавке (рис. VII.4). Поплавок находится в
патроне, верхняя и боковые стенки которого непроницаемы для воды, а
нижняя сторона -- перфорирована или выполнена из пористого материала.
Благодаря непроницаемости для воды верхней или боковых стенок
патрона раствор (при существующих в почве гидравлических напорах)
может заполнить лишь нижнюю часть патрона (0.1 или 0.2 от его объе-
ма), так как воздух, находящийся в патроне, сжавшись при поднятии рас-
твора в патрон, будет препятствовать его дальнейшему продвиже-
нию. Образуется миниатюрная модель «водолазного колокола», сво-
бодная от воды. Капсула, закрепленная на поплавке, поднимается вместе
с раствором, что надежно защищает гигроскопический материал от попа-
дания в него почвенного раствора (Судницын, 1979). Равновесие давлений
влаги в системе почва -- датчик устанавливается через газовую фазу.
Для ускорения достижения равновесия количество соли в капсуле должно
быть очень малым, не более 1--2 мг; расстояние между капсулой и почвой
также не должно превышать 3--5 мм. При соблюдении этих услов ий рав-
новесие может установи ться через 2--3 суток. Для получения более опера-
тивной информации нами разработана другая методика. Вместо капсулы
с электродами и гигроскопической солью на поплавке помещается кру-
жок фильтровальной бумаги, смоченный раствором одной из указанн ых
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
200
выше солей известной концентрации. Предварительно (до помещения в
патрон) электропроводность этого кружка измеряется в специальном уст-
ройстве. Затем патрон вводится в почву, и через некоторое время вновь
измеряется электропроводность фильтровальной бумаги. Если давление
почвенной влаги выше, чем в исходном растворе электролита, бумага
будет сорбировать парообразную влагу, увеличится ее влажность и сте-
пень диссоциации электролита и, следовательно, увеличится электропро-
водность. В противном случае электропроводность будет падать.
Для удобства проведения измерительной процедуры патрон представ-
ляет собой цилиндрическую полость в нижнем конце стержня из пластмас-
сы или дерева, в которую вставляется пробка, также изготовленная из не-
корродирующегося материала. Пробка имеет перфорированное дно и огра-
ничительный выступ, предотвращающий выпадение кольцевого поплавка.
Кружок фильтровальной бумаги наклеен на цилиндрик, изготовленный из
несмачивающегося и некорродирующегося материала.
При измерении пробка вынимается из стержня и опрокидывается в
пробку большего диаметра, после чего вынимается. Большая пробка с ос-
тавшимся в ней цилиндром вставляется в измерительное устройство и
определяется электропроводность фильтровальной бумаги. Эта процеду-
ра позволяет качественно оценить, больше или меньше заданной величи-
ны давление влаги в почве. Более точно эту величину можно оценить, если
в один и тот же почвенный горизонт поместить одновременно несколько
таких зондов с фильтровальными бумажками, каждая из которых смоче-
на раствором электролита, отличающимся от прочих по концентрации.
Если, например, выбрать ряд концентраций, соответствующих значени-
ям давления влаги --5, --10, --15 и --20 атм, и при измерении окажется,
что электропроводность фильтров, смоченных --15 и -- 20 -- атмосферны-
ми растворами, увели чилась, а --5 и --10 -- атмосферными -- уменьшилась,
то это будет свидетельствовать о том, что давление влаги в почве нахо-
дится в интервале --10 --
--15 атм.
Поскольку описанное устройство отличается простотой конструкции и
для его изготовления не требуются дефицитные или дорогостоящие мате-
риалы, его можно сделать в любой почвенно-агрохимической лаборатории
и использовать в полевых условиях.
VII.1.3. Хроматографический метод (модификация А.В. Смагина
и Г.В. Смирнова)
Традиционно используемые в почвоведении описанные выше гигро-
скопические методы ограничены в применении из-за своей длительности.
Для анализа, как правило, требуется несколько недель, а вероятные за
такой срок нарушения термостатирования насыщаемого образца могут
существенно исказить результат.
Альтернативу составляет динамический метод изотерм сорбции во-
дяного пара и соответствующих им равновесных значений «давление
Глава VII. Давление влаги в почве
201
влаги -- влажность почвы» с помощью газовой хроматографии. Он отли-
чается быстротой, точностью, репрезентативностью и дает хорошую схо-
димость с традиционным сорбционно-статическим методом. Принципи-
альное отличие метода от адсорбционно-статического заключается в том,
что взаимодействие почвы с парами воды осуществляется не в статичной
атмосфере, а в потоке инертного газа-носителя (He, N2, Ar, воздух и др.),
увлажненного водяным паром до определенной концентрации. Это дает
возможность значительно сократить время анализа, повысить точность
измерений и использовать небольшие количества почвы (до 1--2 г). По-
следнее актуально при исследовании давления влаги и уд е ль ной поверх-
ности отдельных гранулометрических фракций почвы, получение кото-
рых -- весьма трудоемкий и длительный процесс.
Внедрение газохроматографического анализа позволило впервые
оценить на количественном уровне изотермы сорбции пара и агрегатную
структуру грубодисперсных почв, где традиционный адсорбционно-
статический метод был малопригоден из-за недостаточной точности. В
частности, для многих песков величина максимальной гигроскопии не
превышает 0.6%, а при низких давлениях пара в воздухе равновесная
влажность почвы еще меньше -- 0.03 -- 0.1%. Достоверно оценить разли-
чия во влажности при таких низких значениях весовым методом на ма-
лых образцах практически невозможно. Динамический метод с газохро-
матографическим контролем концентрации пара вполне справляется с
этой задачей, поскольку его чувствительность находится на уровне не-
скольких ppm Н2О в газовой смеси. Результатом газохроматографическо-
го анализа является непрерывная кривая сорбции в широком диапазоне
варьирования относительного давления паров воды 0P/P00.98, тогда
как при статическом определении уд ается получить лишь несколько
(обычно не более 5) отдельных точек, по которым восстанавливается вся
кривая изотермы сорбции пара. То же касается и уд ел ь ной поверхности.
Обычно для оценки этой величины по уравнению БЭТ в почвоведении
используются начальные участки кривой сорбции, полученные по 2--3
экспериментальным точкам. При газохроматографическом анализе точ-
ность расчета и репрезентативность выше, поскольку определение ведет-
ся по непрерывной кривой изотермы сорбции, форма которой характери-
зует дисперсность и микроструктуру исследуемой почвы. Этот далеко не
полный перечень преимуществ динамического газохроматографического
метода определения изотермы сорбции водяного пара, полного давления
почвенной влаги и удельной поверхности выгодно отличает его от тради-
ционно применяемых в почвоведении способов и позволяет рекомендо-
вать его к активному внедрению в арсенал современных средств физиче-
ского анализа почв.
Методика определения и расчеты
В основу метода положена комбинация фронтального и элюционного
вариантов газохроматографического анализа (Смагин, Смирнов, 1991).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
202
При этом газ-носитель заданной влажности проходит через предвари-
тельно высушенный образец почвы, адсорбирующий из потока пары во-
ды. По окончании адсорбционного цикла (насыщении образца) произво-
дится десорбция паров воды посредством их удаления (элюции) из почвы
потоком чистого обезвоженного газа-носителя. Оба цикла -- адсорбция и
десорбция регистрируются самописцем в виде хроматографической кри-
вой (рис. VII.5) на основании которой производится расчет изотермы
сорбции водяного пара для данного образца.
Принципиальная схема термостатированной установки для проведе-
ния анализа на базе отечественного хроматографа ЛХМ-80 представлена
на рис. VII.6. Для определенного увлажнения газ-носитель проходит че-
рез насыщенный раствор какой либо соли (3) и далее поступает в образец
почвы (2). Манипулирование трехходовыми кранами обеспечивает по-
следовательный ввод образца в поток увлажненного или сухого газа но-
сителя, а также его изоляцию от газовых линий на время взвешивания и
предварительной настройки прибора.
Рис. VII.5. Хроматографические кривые: 1 -- кривые адсорбции и десорбции, 0Z--
нулевая линия, АК -- линия насыщения, Н -- высота хроматографического пика.
Остальные обозначения в тексте
Конец адсорбции (динамическое равновесие, соответствующее задан-
ному относительному давлению паров воды в потоке) определяется выхо-
дом на плато хроматографической кривой, сливающейся с линией насы-
щения (см. точка К на рис. VII.5). Трубка с образцом взвешивается на ана-
литических весах, что позволяет узнать равновесную влажность почвы.
В том случае, если поток был увлажнен до Р/Р0 = 0.98 (раствор
К2SO4), влажность соответствует максимальной гигроскопической влаж-
ности почвы (МГ). Далее образец помещается в поток сухого газа-
носителя с целью десорбции паров воды. На самописце вычерчивается
задний (десорбционный) край хроматограммы (см. верхнюю кривую
рис. VII.5). Момент выхода кривой на нулевую линию (0Z) свидетельст-
Глава VII. Давление влаги в почве
203
вует о завершении процесса (рис. VII.5). Образец вновь взвешивают и
нормируют полученной массой (за вычетом массы трубки) количество
адсорбированной влаги при определении равновесной влажности почвы.
Рис. VII.6. Камера термостата хроматографа с устройством для определения ОГХ
в сорбционной области: 1 -- трехходовые краны, 2 -- стеклянная трубка с почвен-
ным образцом, 3 -- промывалка с раствором соли
Итогом анализа является расчет изотермы сорбции паров воды в поч-
ве в диапазоне относительного давления 0Р/Р0 А, где А -- заданное дав-
ление паров воды в потоке газа носителя. Очевидно, если требуется по-
лучить всю изотерму (0Р/Р00.98), в промывалке (см. 3 на рис. VII.6)
должен быть раствор К2SO4. Но для определения удельной поверхности
почвы (УП) по БЭТ достаточно знать изотерму в пределах 0Р/Р00.30
(Воронин, 1986). С этой целью газ-носитель увлажняется до заданной
величины Р/Р0 = 0.32 прохождением через насыщенный раствор
CaCl2·6H2О. Так как гигроскопическая влажность воздушно-сухого об-
разца почвы заведомо больше чем, равновесная влажность при Р/Р0 =
0.32, а для расчета удельной поверхности по БЭТ предпочтительнее ис-
пользовать изотерму десорбции, отпадает необходимость предварительной
сушки почвы и проведения адсорбционного цикла в этом виде анализа.
Воздушно-сухой образец сразу помещается в поток газа-носителя,
увлажненного до Р/Р0 = 0.32. Часть гигроскопической влаги удаляется и
по прошествии некоторого времени наступает динамическое равновесие
системы «адсорбент-адсорбат», соответствующее давлению 0.32. Хрома-
тографическая кривая выходит на плато, задаваемое линией насыщения
Р/Р0 = 0.32 (рис. VII.7).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
204
Рис. VII.7. Хроматограмма десорбции паров воды при определении удельной
поверхности почвы: 1 -- кривая сушки образца, 2 -- линия насыщения (Р/Р0 = 0.32),
3 -- кривая десорбции паров воды. Остальные обозначения в тексте
Производится взвешивание образца и помещение его в поток сухого
газа-носителя для определения десорбционной хроматографической кри-
вой. По ней производится расчет изотермы сорбции, а затем -- давления
почвенной влаги и уде льной поверхности, согласно теории БЭТ (Воро-
нин, 1986).
Обратимся к методике расчета из данных хроматографического ана-
лиза. Теория расчета базируется на основном уравн ен ии равновесной
газовой хроматографии (Киселев, Яшин, 1967), отражающем материаль-
ный баланс системы адсорбент -- адсорбат в газохроматографической
колонке. Решением этого дифференциального уравнен и я является фор-
мула (VII.49.), связывающая параметры ОГХ -- влажность почвы W и от-
носительное давление паров воды (Р/Р0) с величинами, получаемыми в
процессе эксперимента:
равн
пик 0
H
c0
W
W(
Z
-
Z
)
d
h
S
,
(VII.49)
где h, z -- абсцисса и ордината хроматограммы, (Zc Z0) -- отрезок орди-
наты, от момента поступления паров воды в колонку с почвой до насы-
щения образца при заданном давлении до равновесной влажности Wравн,
Sпик -- общая площадь хроматографического пика или значение интеграла
(VII.49.) при h =Н (Н -- высота пика -- см. рис. VII.6 и VII.8). Подробный
вывод формулы (VII.49.) приведен в работе (Смагин, Смирнов,1994).
Из теории равновесной газовой хроматографии следует, что абсцисса
хроматограммы (h) или отклонение пера самописца от нулевой линии
(0Z) линейно пропорциональна концентрации адсорбата в газовой фазе,
Глава VII. Давление влаги в почве
205
в нашем случае -- относительному давлению паров воды (Р/Р0). Площадь,
определяемая интегралом в формуле (VII.49), линейно пропорциональна
влажности образца. Следовательно, для расчета изотермы сорбции водя-
ного пара требуется разбить эту площадь произвольным числом отрезков,
параллельных оси 0Z.
Доля каждой полученной фигуры от общей площади
0
0
1
H
c
пик
(Z-Z)dh S
будет соответствовать влажности почвы, а доля абсциссы каждого отрез-
ка от общей высоты (Н) хроматографического пика -- относительному
давлению паров воды (Р/Р0). Чем больше разбиений, тем больше точек на
изотерме, и в пределе при dh0 можно получить непрерывную линию
изотермы, что, как уже отмечалось, является важным преимуществом
данного метода перед статическим.
Пример 1. На рис. VII.7 представлена хроматографическая кривая
десорбции паров воды при анализе удельной поверхности илистой фрак-
ции дерново-подзолистой почвы. Заштрихованная площадь фигуры, ог-
раниченной отрезком Z0--Zc, абсциссой Н = 11 ед. и растянутым краем
хроматограммы, соответствует влажности насыщения почвы при Р/Р0 =
0.32. Последняя находится из результатов взвешивания трубки с образ-
цом почвы в состояниях насыщения Р/Р0 = 0.32 (mнас.= 3.46471г), после
десорбции Р/Р0 = 0 (mсух =3.42985г), а также массы пустой трубки без
почвы (m0 = 2.75950г): W% = 100(mнасmсух)/(mсух m0) = 5.2%. Разобьем
заштрихованную фигуру общей площадью Sпик = 24 ед. двадцатью отрез-
ками, параллельными оси 0Z.
Абсцисса первого отрезка h1=1 ед., следовательно, ей соответствует
давление Р/Р0 = (1/20)0.32=0.016.
Площадь, отсекаемая этим отрезком от общей площади Sпик, равна 4
ед., следовательно, равновесная влажность почвы при давлении 0.016
составит W=(4/24) 5.2 = 0.86%. Аналогичным образом получаются пара-
метры остальных девятнадцати точек разбиения. По ним строится или
изотерма сорбции или зависимость полного давления влаги от ее содер-
жания в почве (рис. VII.8).
Изотермы сорбции паров воды почвой в полном диапазоне давлений
(0 Р/Р0 0.98) имеют точку перегиба, что отражается на хроматограмме
в виде двух растянутых краев пика, по которым следует раздельно вести
графическое интегрирование (см. рис. VII.7.).
На рис. VII.8 приведены результаты анализа газохроматографиче-
ским методом почв различного гранулометрического состава и гумусного
содержания, полученные при следующих услови ях хроматографирова-
ния: детектор-катарометр, температура детектора 100°С, питающий ток --
120 мА. Расход газа-носителя (гелий) 40--50 мл/мин. Масса образца поч-
вы 0.8--1.5 г. Скорость движения ленты самописца, мм/ч, для тяжелых
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
206
почв -- 60, для легких -- 240. Время эксперимента: для песков -- 30 мин,
для тяжелых почв -- 1.5--2 ч.
Если требуется оценить только удельную поверхность без определе-
ния полной изотермы сорбции, время анализа можно сократить до 10--15
мин в песках и до 30--45 мин в тяжелых почвах.
Рис. VII.8. Изотермы сорбции паров воды почвой (газохроматографический ме-
тод). 1-- Вертисоль, глина (Тунис) (А0--22), 2 -- Вертисоль, суглинок (Тунис)
(С 75--100), 3 -- чернозем южный, суглинок (Украина) (А 0--7), 4 -- дерново--
подзолистая суглинистая пахотная (УОПЭЦ Чашниково, Моск. обл.) (А 10--20),
5,6 -- дерново-подзолистая песчаная лесная (О. Лохин, Подмосковье) (А 0--10, С
190--200)
Методика определения и расчеты
Включить хроматограф, прогреть в течение 40--60 мин в режиме «су-
хой газ-носитель». Готовность к работе определяется отсутствием дрейфа
нулевой линии. Заполнить промывалку насыщенным раствором соли
(K2SO4 при анализе всей изотермы сорбциии CaCl26H2O при определении
уд ельной поверхности по сокращенной схеме).
Взвесить на аналитических весах пустую трубку для образца
(m0).Заполнить трубку почвой и взвесить (mвс)
При определен ии ОГХ предварительно высушить образец, поместив
его в ток сухого газа-носителя.
Включить промывалку в ток газа-носителя и направить увлажненный
газ в образец почвы (адсорбция сухим образцом при определении ОГХ,
сушка образца влажным газом-носителем при определении удельной по-
верхности). По достижении равновесия (выход на плато хроматографиче-
ской кривой) взвесить образец (mнас).
Глава VII. Давление влаги в почве
207
Поместить образец в ток сухого газа-носителя (десорбция паров во-
ды). По окончании десорбции (выход на плато хроматограммы) взвесить
образец (mсух).
Рассчитать равновесную влажность W% = 100(mнасmсух)/(mсух m0).
Оборудование и реактивы:
Газовый хроматограф с детектором -- катарометром (ЛХМ-80, Хром,
3700 и т.д.), баллон с газом-носителем (гелий), камера для определения
изотермы сорбции водяного пара (рис. VII.6). Для изготовления исполь-
зуют лабораторные материалы: стеклянные трубки, краны, промывалка,
вакуумные резиновые шланги. Весы аналитические (точность до 0.0001 г).
Насыщенные растворы солей К2SO4, CaCl26H2О.
Мы рассмотрели, по необходимости кратко, методы измерения пол-
ного потенциала почвенной влаги. Однако в ряде случаев необходимо
получить информацию и об отдельных составляющих полного потенциа-
ла: адсорбционно-капиллярного, осмотического и других. Разберем неко-
торые из них.
VII.2. Методы определения капиллярно-сорбционного
давления влаги
Методы определения капиллярно-адсорбционного потенциала, в сущ-
ности, те же, что и при определении полного потенциала влаги.
VII.2.1. Метод тензиометров
Метод гидравлического равновесия применяется наиболее часто. Од-
нако в этом случае стенки сосуда с водой, находящегося в контакте с ис-
следуемым телом, не будут полупроницаемыми; они настолько широки,
что уже не являются препятствием для диффузии растворенных в воде
веществ, как низко-, так и высокомолекулярных. Поэтому в этом вариан-
те метод не позволяет оценить осмотическую составляющую суммарного
давления, величина же поверхностного давления может быть измерена с
достаточной точностью, поскольку через широкие поры гидравлическое
давление передается почти без искажений. Для того, чтобы его измерить,
к пористому сосуду присоединяется манометр. Ясно, что давление в по-
лости сосуда может быть равно наружному отрицательн ому давлению
почвенной влаги лишь в том случае, если воздух из атмосферы не про-
никает в полость, иначе вся вода вытекла бы из сосуда, заместившись воз-
духом, и давление в нем стало бы равным атмосферному. Такая непрони-
цаемость для воздуха влажных пористых стенок сосуда становится воз-
можной благодаря тому, что вогнутые водные мениски, закрывающие
устья капиллярных пор, способны выдерживать значительный перепад
давлений, не прорываясь и не пропуская атмосферный воздух внутрь со-
суда. Величина предельного перепада давлений, при котором происходит
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
208
«прорыв» менисков и просачивание пузырьков воздуха в сосуд, может
быть приблизительно рассчитана по формуле Жюрена:
ΔР = 0.3/d,
(VII.50),
где ΔР -- перепад давлений на концах капилляра, выраженный в санти-
метрах водного столба, d -- эффективный диаметр капилляра в см. Со-
гласно этой формуле, капиллярные поры с эффективным диаметром 3
мкм (микрон) могут выдержать перепад давления до 1 атм, т.е. при нор-
мальном атмосферном давлении воздух не проникнет в сосуд через та-
кие поры даже в том случае, когда разрежение внутри сосуда будет
близко к 1 атм (полный вакуум). При помощи такого прибора можно,
следовательно, измерять гидравлическое давление воды в почве при лю-
бых положительных давлениях (в этом случае он будет называться пьезо-
метром) и при отрицательных давлениях до --1 атм.
Конструкция тензиометра с воздушным манометром (модификация
И.И.Судницына)
Большое достоинство приборов такого типа, называемых «тензиомет-
рами», заключается в том, что он и позволяют измерять поверхностное дав-
ление влаги непосредственно в полевых ус л ови я х. Предлагалось много
различных вариантов как в конструкции тензиометров, так и в способах их
применения (Судницын, 1979). Однако общими элементами всех этих ва-
риантов являются сосуд с пористыми стенками, заполнен-
ный водой, и манометр. Манометры могут быть водяными,
ртутными, мембранными, газовыми. Наиболее дешевыми и
простыми являются газовые. Их устройст в о заключается в
том, что к сосуду присоединена трубка, содержащая пузы-
рек воздуха (рис. VII.9). При возникновении разрежения в
сосуде объем пузырька увеличивается в соответствии с
зависимостью PV = const. Отградуировав трубку, можно по
размеру пузырька определить разрежение. Правда, точ-
ность показаний такого манометра снижается из-за темпе-
ратурных воздействий на объем воздуха и его раствори-
мость, однако его простота, портативность и, наконец, ма-
лая стоимость и легкость изготовления делают его в выс-
шей степени удобным для массовых измерений, особенно в
полевых хозяйственных услови ях, где эти качества оказы-
ваются особенно ценными.
Рис. VII.9. Тензиометр с пузырьковым манометром (схема):
1 -- пробка, 2 -- пузырек воздуха, 3 -- внутренняя полость тензио-
метра, 4 -- манометрическая трубка из прозрачного материала,
5 -- корпус тензиометра из прозрачного материала, 6 -- эпоксид-
ная смола или резиновый шланг, 7 -- пористый керамический
наконечник, 8 -- почва
Глава VII. Давление влаги в почве
209
VII.2.2. Метод капилляриметров
В этой группе методов равновесие устанавливается между двумя
жидкими фазами, отличающимися друг от друга тем, что одна из них
представлена почвенной водой, а другая -- водой в контрольном сосуде,
где фиксируется внешнее давление (Шеин с соавт.
, 2001). Равновесие
достигается тем, что внешнее давление (Рр) воды в контрольном сосуде
понижают до энергетического состояния почвенной влаги. Таким обра-
зом, их давления влаги сравниваются, т.е. капиллярно-сорбционное (мат-
ричное) давление почвенной влаги становится равным внешнему давле-
нию воды в контрольном сосуде, Р = Рр. Зная давление влаги, регистри-
руемое по вакуумметру, в почвенном образце определяют равновесную
влажность. Затем снова понижают давление влаги в контрольном сосуде.
Дожидаются ус тан ов лен ия равновесия, регистрируемого по прекраще-
нию потока влаги, и вновь определяют влажность. Таким образом, полу-
чают пары равновесных значений «давление влаги -- влажность», т.е.
ОГХ. Расчеты удобнее всего производить в см водн. ст.
Вода в контрольном сосуде и почвенная вода в образце соединяются
через воду в пористых мембранах или фильтрах. Размер пор мембран, с
одной стороны, настолько велик, что позволяет свободно проходить че-
рез них растворенным в почвенной воде веществам. В результате этого
исключена возможность возникновения разности концентраций раство-
ренных веществ в разделенных пористой пластиной (мембраной, фильт-
ром) фазах, а, следовательно, осмотическая составляющая полного по-
тенциала не учитывается. С другой стороны, размер пор достаточно мал,
для того, чтобы капиллярные силы пор мембраны выдерживали газовое
давление и не пропускали массовый поток воздуха. То есть, мембраны в
насыщенном состоянии являются газонепроницаемыми. Рассмотрим
принцип действия этих методов на простой схеме (рис. VII.10.).
На пористую мембрану поместили цилиндрический образец почвы,
все поры которого насыщены водой. Насыщены водой и тонкие поры
мембраны. Под мембраной находится чистая вода. Таким образом, через
мембрану осуществляется непрерывный контакт влаги в капиллярах поч-
вы с водой в подмембранном пространстве. Если к воде в подмембран-
ном пространстве мы приложим некоторое разрежение (Р1), то за счет
возникшего перепада давлений влага из крупных почвенных капилляров
начнет перетекать через тонкие капилляры пластин в подмебранное про-
странство. Но выделившись из крупных капилляров, вода в тонком ка-
пилляре пластины образует мениск, который способен выдержать при-
ложенное разрежение. Значит, из почвенного образца выделилась вся
вода, соответствующая крупным капиллярам. А пластина осталась водо-
насыщенной, воздух через нее не прошел. Объем же капилляров, радиус
которых больше, удов летворяющих условию
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
210
1
1
0.15
rP
(VII.51)
(упрощенная формула Жюрена, где r1 -- в см, Р1 -- в см водн.ст.), будет
регистрироваться по бюретке и равен V. Затем можно задать еще боль-
шее разрежение, Р2, и вода будет вытекать из капилляров, радиус кото-
рых меньше r1 , но больше r2, 2
2
0.15
rP
.
Рис. VII.10. Схема капилляриметра
Мы можем регистрировать объем вытекшей воды, соответствующий
дренированию капилляров радиусами от r1 до r2. И так можно продол-
жать до тех пор, пока тонкие капилляры в пластине способны выдержать
прикладываемые разрежения. Как только мениск в каком-нибудь самом
крупном капилляре тонкопористой пластины «не выдержит» приложен-
Глава VII. Давление влаги в почве
211
ного разрежения, через мембрану начнет проходить воздух, измерения
объемов вытекающей воды станут невозможными, -- эксперимент закон-
чится. Таким образом, тонкопористость и равномерность распределения
капилляров по размерам в пластине -- необходимое условие проведения
экспериментов по определению ОГХ этими методами. Соответственно,
можно понижать внешнее давление воды в подмембранном пространстве,
сравнивая его с капиллярно-сорбционным давлением влаги в почве (это
капилляриметрические методы), либо путем повышения давления на фа-
зу, представленную водой в почве (метод мембранного пресса).
Диапазон применения этих методов ограничивается качеством тон-
копористых пластин, прежде всего, размером пор пористых пластин,
мембран и фильтров. Методы понижения давления под пористой пласти-
ной применяются в диапазоне выше --100 Дж/кг (или --103 см водн.ст), а
методы повышения давления на почвенную воду, как правило, в диапа-
зоне от --1000 до --20000 см водн.ст., при условии , что используется очень
тонкопористая мембрана. Приборы, которые используют принцип пони-
жения давления воды в подмембранном пространстве -- это тензиостаты,
капилляриметры и ряд других устройств.
С помощью этих приборов находят зависимость между капиллярным
или капиллярно-сорбционным потенциалом воды и ее содержанием в
почве в одном из наиболее важных в агрофизическом отношении диапа-
зонов кривой ОГХ почв. В этом диапазоне изменение потенциала воды
вызывается преимущественно кривизной поверхности раздела вода-
воздух, и поэтому возможен надежный расчет эффективного радиуса пор,
а, следовательно, и распределения пор по размерам Это, в свою очередь,
делает возможным расчет ненасыщенной влагопроводности почв в зави-
симости от их влажности. Это диапазон оп тимальной для произрастания
растений влажности. В то же время это диапазон очень небольших изме-
нений, по сравнению со стандартным состоянием, энергетического со-
стояния воды в почве. Поэтому результаты определения зависят от всех
условий определения давления (потенциала) воды в почве. Прежде всего,
необходимо четко осознать, что, несмотря на простоту устройства капил-
ляриметрических устан овок, для надежных измерений равновесной
влажности необходимо правильно подобрать пористую мембрану, размер
образца почвы, способ подготовки (т. е. предварительного насыщения
водой) образца, время достижения равновесия и измерительную систему.
Следует иметь в виду, что искусственно вводимая поверхность раздела
фаз в виде пористой пластины (мембраны, фильтра) может оказать (в
зависимости от материала, из которого они изготовлены) существенное
влияние как на время достижения равновесия, так и на равновесную
влажность.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
212
VII.2.2.1. Определение основной гидрофизической характеристики с
помощью капилляриметров в зондовом варианте
Для определения ОГХ в области pF от 1 до 2.7--2.9 используется ка-
пилляриметрическая установка, принципиальная схема которой приведе-
на на рис. VII.11.
Рис. VII.11. Прибор для определения лабораторных ОГХ и влагопроводности
почвы зондовым методом. 1-- вакуумметр; 2 -- мерная бюретка; 3 -- цилиндр с
почвенным образцом; 4 -- керамический фильтр; 5 -- кран для слива/подачи воды;
6 -- буферная емкость для поддержания разрежения в системе
Методика определения и расчеты
В лабораторных условиях для одновременного определения зависи-
мости капиллярно-сорбционного давления почвенной влаги и коэффици-
ента влагопроводности от влажности почвы используется лабораторная
тензиометрическая установка (рис. VII.11). В почвенный образец (3) ко-
аксиально (т.е. по центральной оси цилиндра) введен зонд (4). Зондом
тензиометра в данной установке является бактериальный керамический
фильтр типа 1а, марки ф-7 с максимальным диаметром пор 1.20--2.00
мкм, который соединен с бюреткой (2) и вакуумметром или ртутным ма-
нометром (1), измеряющим отрицательное давление в системе в процессе
исследования. Последний через буферную емкость (6) подсоединен к
вакуумному насосу. Для автоматического поддержания необходимого
давления во время опыта в систему тензиометрической установки обыч-
но устанавливают электроконтактный вакуумметр и блок автоматическо-
го управления (на схеме не изображены). Вся система установки строго
герметична. Одновременно на ней можно вести определение в несколь-
ких почвенных образцах, т. е. определять ОГХ в массовых количествах.
Глава VII. Давление влаги в почве
213
Ниже изложен ход определения ОГХ, используемый на практических
занятиях по физике почв на факультете почвоведения МГУ (Шеин с со-
авт., 2001). Исследование начинают с того, что из коробочного образца
берут среднюю пробу 200--250 г и, разбив глыбки, пропускают всю почву
через сито с диаметром отверстий 3 мм. Из подготовленного образца для
проведения анализа берут 150--200 г воздушно-сухой почвы.
Перед началом оп ыта пористый керамический зонд для уда лени я из
него воздуха тщательно насыщают деаэрированной (кипячением в тече-
ние 3--4 часов) водой путем односторонней пропитки, погружая сухой
зонд в сосуд с водой или наливая воду в сухой зонд. В случае практиче-
ских занятий студентов рекомендуется использовать последний способ,
подавая воду в сухой зонд из подсоединенной к крану (6) промывалки.
После насыщения необходимо этим же способом заполнить зонд и часть
бюретки (5--6 мл) деаэрированной водой, тщательно удалив из них воз-
дух. Для проверки последнего требования рекомендуется закрыть кран,
погрузить керамический зонд в стакан с деаэрированной водой и, изоли-
ровав систему от атмосферного воздуха, создать в ней небольшое (30--40
см водн. ст.) разрежение с помощью вакуумного насоса. Поднятие воды в
бюретке на высоту 30--40 см, без проскакивания при этом воздушных
пузырьков, указывает на отсутствие воздуха в системе. Для контроля
можно увеличить разрежение в системе до 60--80 см водн. ст. Если в сис-
теме появляются пузырьки воздуха, необходимо повторить сначала про-
цедуру насыщения керамического зонда и заполнения его и части бюрет-
ки водой. Этот этап определений доказал нам, что система заполнена во-
дой, а фильтр достаточно хорошо проводит воду. Однако, надо убедиться
и в том, что фильтр способен достаточно надежно удерживать разреже-
ние в водонасыщенном состоянии, т. е. не пропускать массовый поток
воздуха. Для этого, снова изолировав систему от атмосферы, создают в
ней с помощью вакуумного насоса разрежение 500--600 см. водн. ст., рав-
ное последнему разрежению, которое планируется в эксперименте. Если
фильтр подобран удачно, в нем нет дефектов (крупных пор, трещин), то
вода в бюретке передвигаться не должна. В бюретке не будут визуально
отмечаться массовый поток воздуха или чередой идущие пузырьки. (В
практикуме по физике почв проверка герметичности капилляриметриче-
ской установ ки и керамического зонда проводится лаборантом практи-
кума). Необходимо измерить объемы цилиндра и керамического фильтра
для последующего расчета объема почвы.
После проверки зонд вставляют строго по центру в металлический
цилиндр (3) и в последний насыпают образец почвы. Цилиндр заполняют
почвой полностью. Допускается не учитывать количество засыпаемой в
цилиндр почвы при условии точного его учета по окон чании эксперимен-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
214
та, т.е. после прекращения вытекания воды при последнем разрежении.
Однако, для контроля рекомендуется взять почвенный образец, предва-
рительно взвешенный на технических весах (200 г), и аккуратно перене-
сти часть его в цилиндр (3). Заполнив цилиндр, проводят взвешивание
оставшейся массы почвы и по разности между первоначальной массой и
оставшейся находят массу почвы, взятой для анализа. При заполнении
цилиндра почвой следует избегать сильных ударов по цилиндру с кера-
мическим зондом внутри во избежание повреждения последнего. Затем
почвенный образец необходимо увлажнить до влажности, близкой к пол-
ной влагоемкости (капиллярно-сорбционное давление воды в почве при
этой влажности должно равняться нулю). С этой целью, с помощью про-
мывалки заполняют фильтр и примерно половину бюретки, нагнетая во-
ду через кран (6), соединяющий фильтр с бюреткой. После этого, ци-
линдр (с почвой и зондом) помещают в стеклянный стакан, служащий
для стекания избытка влаги из системы. Насыщение происходит в тече-
ние 12--24 часов (в зависимости от размеров образца).
В день определен ия гидрофизических зависимостей, вынимают ци-
линдр из стакана с водой и устанавливают «нулевой» уровень воды в бю-
ретке. В системе уравновешивают давление столба воды, путем создания
соответствующего разрежения вакуумным насосом. Если почва полно-
стью насыщена водой, то мениск в бюретке передвигаться не будет. За-
тем, создают первый этап разрежения в системе (как правило, добавляя к
созданному равновесному 10 или 30 см водного столба, что составляет pF
1 или 1.5). Ведут наблюдения за вытеканием воды из почвы в бюретку
через пористый зонд. Первоначально по шкале бюретки берется около 10
отсчетов через каждые 20--30 секунд. Затем 5 отсчетов через 1--3 мин, 3--5
отсчетов через 10 мин. Рекомендуемые интервалы времени используются
при расчете коэффициента влагопроводности. Для получения ОГХ важно
знать начальный и конечный отсчеты по бюретке. Наблюдения ведут до
прекращения передвижения воды, что свидетельствует о равновесии по-
тенциалов почвенной влаги и чистой воды. Для учета гравитационной
составляющей капиллярно-сорбционного давления измеряют высоту от
середины цилиндра до уровня воды в бюретке.
При расчетах это гравитационное давление, численно равное высоте
столба воды, заполняющей зонд и бюретку, вычитается из показаний ва-
куумметра. Следует помнить, что обе величины должны быть в одинако-
вых размерностях. Форма записи результатов исследования приведена в
таблице VII.2. Нередко в ходе опыта уровень воды в бюретке достигает
максимально возможной высоты. Тогда, записав это значение, подсоеди-
няют к крану микроанаэростат, внутри которого предварительно создано
разряжение равное --1 атм, и, постепенно открывая кран над фильтром,
Глава VII. Давление влаги в почве
215
сбрасывают уровень воды в бюретке до какой-то величины (лучше до
начального «нулевого» уровня), записывают показания в таблицу и даль-
нейший отсчет ведут от этого значения.
После достижения равновесия, при котором показания по бюретке не
изменяются, переходят к следующему, более высокому уровню разреже-
ния. Создав в буферной емкости с помощью вакуумного насоса следую-
щий уровень отрицательного давления (например, --50 или --100 см
водн. ст.), обеспечивают соответствующее разрежение в системе, и вновь
ведут наблюдение и запись данных при новом давлении до прекращения
вытекания воды из почвенного образца. Аналогичным образом делают
еще несколько (3--4) измерений с шагом отрицательного давления 100 --
150 см водн. ст. (0.10--0.15 атм), записывают их результаты в таблицу 2.4
и заканчивают опыт при разрежении 500 -- 700 см водн. ст. Рекомендуе-
мые этапы разрежения 10, 30, 100, 300, 500 см водн. ст. связаны с тем,
что при построении основной гидрофизической характеристики в едини-
цах pF формируется шкала, близкая к линейной, -- соответствующие pF
равны 1.0, 1.5, 2.0, 2.5, 2.7.
По окончании оп ыта, не сбрасывая разрежения в системе, аккуратно
выталкивают керамический зонд (4) из металлического цилиндра (3), бе-
рут в два или три предварительно взвешенных алюминиевых бюкса всю
исследуемую почву и только затем, подставив под зонд кристаллизатор,
постепенно сбрасывают разрежение в системе. Промывают водой зонд и
металлический цилиндр, после чего керамический зонд опускают в ста-
кан с деаэрированной водой. Если же керамический зонд не удае тся лег-
ко освободить из цилиндра, когда в системе поддерживается определен-
ное разрежение, тогда сначала снимают нижнюю крышку металлическо-
го цилиндра, берут образцы почвы в алюминиевые бюксы для определе-
ния влажности, и только затем, сбросив разрежение, освобождают кера-
мический зонд из металлического цилиндра.
Навески почвы, взятые в алюминиевые бюксы, взвешивают на техни-
ческих весах, высушивают в термостате при 105°С до постоянной массы
и определяют влажность исследованного образца, соответствующую по-
следней величине равновесного давления. Влажность, соответствующую
предыдущим уровням разрежения, рассчитывают с учетом количества
воды, удаленной из образца при изменении равновесного давления (ме-
тод обратного пересчета).
Давление почвенной влаги рекомендуется выражать в см водного
столба. Сам вакуумметр показывает разрежение в атмосферах (Рв), по-
этому следует пересчитать его, учи тывая, что 1 атм = 1030 см водн. ст.
Далее необходимо построить кривую зависимости капиллярно-
сорбционного давления воды от ее содержания в почве: по оси абсцисс
откладываются величины влажности почвы, по оси ординат -- соответст-
вующие значения давлений почвенной влаги или значения логарифма
абсолютной величины давления почвенной влаги, выраженного
в см. водн. столба (pF).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
216
Таблица VII.2
Форма записи результатов
Разреже-
ние по
вакуу-
метру--
Рв, см
водн.ст.
высота
столба
воды в
бюрет-
ке, Рg,
см
Равновесн.
давление
почв. влаги
Р см водн.
ст.
Отсчет
по шка-
ле бю-
ретки, V,
см3
Объем
удален-
ной
воды,
V, см3
Массовая
влажность
почвы, г/г
Объемная
влаж-
ность,
cм3/см3
а
б
в
г
д
е
ж
31
44
70
147
350
561
30
34
38
42
44
46
--1
--10
--32
--105
--306
--515
15.7
19.7
23.5
27.2
29.7
31.6
4.0
3.8
3.7
2.5
1.9
0.208
0.186
0.164
0.143
0.129
0.119
0.220
0.197
0.174
0.152
0.137
0.126
Пример 2. Расчет ОГХ.
Используя данные таблицы VII.2., построим кривую водоудержива-
ния почвы. Для анализа было взято 180 г воздушно-сухой почвы, величи-
на гигроскопической влажности которой 2.5%. Следовательно, масса аб-
солютно-сухой почвы: (180100)/(100+2.5)=175.6 г. В случае определе-
ния влажности почвы в конце эксперимента путем отбора всего почвен-
ного образца в алюминиевые бюксы, массу абсолютно-сухого образца
находят как разницу между суммарной массой всех проб и суммарной
массой всех алюминиевых бюксов. Рассмотрим идеальный случай: масса
абсолютно-сухого образца в конце эксперимента составила также 175.6 г.
Конечная влажность почвенного образца (в данном примере -- при равно-
весном давлении почвенной влаги -- 515 см водн.ст.), определенная тер-
мостатно-весовым способом, составила 11.9%, что соответствует содер-
жанию воды (175.611.9)/100=20.9 г. Далее воспользуемся методом об-
ратного пересчета. Предыдущее давление почвенной влаги было
-- 306 см водн.ст., а количество воды, вытекшей из образца при измене-
нии давления от --306 до --515 см водн.ст., составило 1.9 мл. Тогда влаж-
ность, соответствующая давлению --306 см водн.ст., будет равна
(20.9+1.9)100/175.6=12.9 [%]. Аналогичным способом рассчитывается
влажность при всех других уровнях равновесного давления, вплоть до
нулевого капиллярно-сорбционного давления влаги в почве.
Переход к объемной влажности. Для перевода массовой влажности в
объемную необходимо массовую влажность (г/г абс. сухой почвы или %)
умножи ть на плотность почв ы (в г/см3). Плотность почвы определяют,
зная массу абс. сухой почвы и объем, занятый ею в цилиндре (объем ци-
линдра минус объем фильтра). Объем образца почвы равен 165.7 см3, а
масса абс. сухой почвы -- 175.6 г. Следовательно, плотность почвы равна
175.6/165.7 = 1.06 г/см3. Значения в графе «ж» вычисляют, умножив зна-
чения графы «е» на 1.06.
Глава VII. Давление влаги в почве
217
Далее построим кривую зависимости капиллярно-сорбционного дав-
ления влаги или рF от влажности почвы в объемных процен-
тах (рис. VII.12).
Рис.VII.12. Зависимость капиллярно-сорбционного давления влаги (рF) от влаж-
ности (, в объемных %) дерново-подзолистой почвы (гор.В)
Оборудование
Тензиометрическая установ ка, металлические цилиндры для почвен-
ных образцов, технические весы, алюминиевые бюксы, стеклянные ста-
каны 300--500 мл.
VII.2.3. Метод тензиостатов
Метод тензиостатов, также как и метод капилляриметров, основан на
установлении равновесия влаги в почве с влагой, давление которой под-
держивается на заданном, контролируемом уровне (Шеин с соавт., 2001).
Практическая же реализация несколько отличается от метода капилляри-
метров: создается ряд боксов (тензиостатов), в каждом из которых под-
держивается постоянное давление влаги. Например, в первом -- pF =1.0,
во втором -- pF=1.5, в третьем -- pF=2.0, и т.д. Почвенный образец после
насыщения водой помещается на 1-й тензиостат с pF=1.0 (давление влаги
в нем составляет --10 см водн. ст.). После достижения равновесия на этом
тензиостате (примерно, 1 неделя для образцов объемом около 25 см3),
образец взвешивают и переставляют на 2-й тензиостат с pF=1.5, где он
также находится в течение недели. Затем снова взвешивают и перестав-
ляют на 3-й с pF=2.0, и т.д. Вплоть до последнего тензиостата, как прави-
ло, с pF=2.7 (--500 см водн. ст.). Здесь образец взвешивают, определяют
равновесную влажность при последнем разрежении. А затем методом
обратного пересчета, знакомым нам по расчетам в методе капилляримет-
ров, определяют влажности при соответствующих разрежениях.
При использовании этого метода возникает проблема создания не-
скольких различных по диаметру пор мембран. Она решается с помощью
комбинации песчано-каолинитовых мембран (рис. VII.13): для невысоких
разрежений (до 100 см водн.ст). используются в основном песчаные мем-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
218
браны, достаточно быстро пропускающие воду и способные находиться в
водонасыщенном состоянии (не пропускают объемный поток воздуха)
вплоть до pF=2. Это тензиостаты 1-й и 2-й (рис. VII.13-а, б). Затем требу-
ется создать в мембранах более тонкие поры, что достигается добавлени-
ем чистого каолина. Создают песчано-каолиновые мембраны для тензио-
статов 3-го и 4-го с pF 2 и 2.5 (рис. VII.13-в, г). Для 5-го тензиостата с
pF=2.7 мембрана создается из чистого каолина; она способна «выдержать»
разрежение и не пропускать объемный поток воздуха (рис. VII.13-д).
Рис. VII.13. Тензиостаты для определения ОГХ. Типы мембран: «а», б» -- песчаные;
«в», «г» -- песчано-каолиновые; «д» -- каолиновая. 1 -- мембраны, 2 -- бюксы с почвой с
отверстиями в дне, и закрытые с другой стороны тонкой сеткой, на которой распола-
гается почвенный образец, 3 -- вода под соответствующим разрежением.
Методика определения и расчеты
Образец почвы (желательно ненарушенного сложения) помещают в
обойму. Чаще всего используют обычный алюминиевый бюкс для опре-
деления влажности, в дне которого сделано отверстие. Почвенный обра-
зец объемом до половины бюкса помещают внутрь так, чтобы открытая
часть бюкса была выровнена с поверхностью почвенного образца. Низ
образца покрывают тонкой нейлоновой сеткой. Сеточку привязывают к
поверхности алюминиевого бюкса. Бюкс с образцом ставят на песок, на-
сыщенный водой, и капиллярно насыщают образец в течение 2--3 суток.
После капиллярного насыщения образец взвешивают и ставят на поверх-
ность 1-го тензиостата с песчаной мембраной, в котором разрежение рав-
но 10 см водн. ст. Через 7--10 суток образец снимают с тензиостата, быст-
ро взвешивают и ставят на следующий тензиостат с разрежением 30 см
водн. ст. Опять дожидаются в течение 7--10 суток равновесия, взвешива-
ют, переставляют на тензиостат с разрежением 100 см водн. ст. После
достижения равновесия (через 7--10 суток) взвешивают и переставляют
на тензиостат с разрежением 300 см водн. ст., а затем после аналогичных
процедур -- на тензиостат с разрежением 500 см водн. ст. После 7--10 су-
ток нахождения образца на последнем тензиостате образец взвешивают и
высушивают по традиционной методике для определения влажности.
Зная влажность при последнем разрежении и массу абсолютно-сухого
Глава VII. Давление влаги в почве
219
образца, легко можно рассчитать и влажности при соответствующих раз-
режениях методом обратного пересчета. Результаты заносят в таблицу,
примером которой служит табл. VII.3.
Таблица VII.3
Форма записи результатов
Дата,
обра-
зец
Номер
тензио-
стата
Разреже-
ние, см
вод.ст.
Вре-
мя
нача-
ла
Вре-
мя
окон-
чания
Масса
бюкса с
образцом
почвы, г
Потеря в
массе
образца
почвы, г
Равновес-
ная влаж-
ность,
%
Оборудование
Тензиостаты, алюминиевые бюксы с отверстиями в дне, технические
весы, сушильный шкаф.
Метод тензиостатов рекомендуется использовать при массовых опре-
делениях основной гидрофизической характеристики. Он позволяет про-
водить определения ОГХ для большого количества образцов. Следует
иметь в виду, что этот метод нередко дает систематическую ошибку, за-
ключающуюся в заметном (достоверном) превышении результатов этого
метода над результатами капилляриметрического или полевого опреде-
ления ОГХ по синхронным данным тензиометрии и влажности почвы
(см., например, (Шеин и др.,1993)).
VII.2.4. Метод исследования капиллярного гистерезиса основ-
ной гидрофизической характеристики
Для экспериментального определения зависимости капиллярно-
сорбционного потенциала воды от влажности почвы в капиллярной об-
ласти (Основная гидрофизическая характеристика почвы -- ОГХ) широко
применимы методы капилляриметров и тензиостатов. В этих методах
почвенный образец последовательно обезвоживается при заданном отри-
цательном давлении. В результате получают ОГХ на цикле иссушения.
Однако измерить потенциал воды при заданной влажности почв эти ме-
тоды не позволяют.
Прецизионно измерить потенциал воды при любых изменениях
влажности почвы на циклах иссушения и увлажнения можно с помощью
метода «нуль-тензиометра». Этот метод незаменим при исследовании
капиллярного гистерезиса зависимости Ψ(W), в особенности получения
развертки гистерезиса, т.е. кривых 1-го, 2-го и более порядков.
Методика измерения давления почвенной влаги на лабораторном
тензиометре нулевого типа.
Установка состоит из двух стеклянных капилляров (1), (2) длиной
160-180 сантиметров керамического фильтра №5 (4), бюретки (5) для
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
220
заполнения системы водой, бюретки (6) для увлажнения почвы водой,
буферной емкости объемом 3-5 литров, водоструйного насоса и U-
образного ртутн ого манометра (рис. VII.14). Буферная емкость позволяет
поддерживать в системе стабильность разряжения.
Рис. VII.14. Принципиальная схема лабораторной тензиометрической установки
нулевого типа. Обозначения в тексте
Резервуар под пластиной и система капилляров (1) и (2) заполнены
водой лишенной воздуха. Стеклянный капилляр (1) диаметром около 1
мм служит для измерения давления воды. Капилляр (2) диаметром 2 мм
является измерительной системой воды, удаляемой из образца при дре-
нировании на циклах иссушения или впитывания воды образцом почвы
на циклах увлажнения.
Исследуемый образец (3) ненарушенной структуры диаметром 4 и
высотой 1 см помещают на пористую мембрану (4) керамического
фильтра №5. При измерении давления почвенной влаги в образце почвы
капилляр (2) закрыт зажимом (7). Мениск на капилляре (1) выведен в
среднее положение. Почва, обладающая сосущей силой вызовет движе-
ние мениска к пластине. Чтобы удержать мениск в первоначальном сред-
нем положении, необходимо к открытому концу капилляра (1) прило-
жить отрицательное давление с помощью вакуумного насоса. При равно-
весии между сосущей силой почвы и приложенным отрицательном дав-
лении мениск на капилляре (1) будет оставаться в начальном среднем
положении. Отрицательное давление, измеренное ртутным манометром,
будет соответствовать давлению воды в почве при данной влажности.
Равновесное состояние давления почвенной влаги в образце достигается
через 5 часов в зависимости от гранулометрического состава почвы. Поч-
вы легкого состава требуют минимального, тяжелого максимального
времени для измерения одного значения давления влаги.
Глава VII. Давление влаги в почве
221
Чтобы изменить влажность в образце почвы, необходимо зажимом
(8) перекрыть капилляр (1), открыть капилляр (2), с помощью которого
измеряется количество воды удаляемой или впитываемой в образец поч-
вы. Удаление воды из образца производится с помощью вакуумного на-
соса, создающего соответствующее разряжение. После удаления воды из
образца или впитывания необходимо перекрыть капилляр (2) зажимом
(7), открыть капилляр (1) и измерить давление воды в почве соответст-
вующей влажности в данный момент времени.
Капилляр (2) должен быть откалиброван с помощью мерной бюретки
(6). Например, 1.0 миллилитр воды из бюретки (6) заполняет капилляр (2)
на 45 см. Следовательно, 1 сантиметр капилляра (2) занимает объем 0.022
мл. Таким образом, если при дренировании почвы мениск воды в капил-
ляре (2) сместился вправо от керамической пластины, или при впитыва-
нии влево к пластине на 15 см, то образец почвы потерял или впитал
объем воды равный V=15×0.022=0.33 мл. Расходы воды на дренирование
почвы или ее впитывание учитываются при обратном пересчете влажно-
сти почвы для каждого измеренного значения потенциала воды.
Диапазон измерения давления почвенной влаги в тензиометре нуле-
вого типа определяется также как и в других тензиометрах и тензиоста-
тах размером пор керамической мембраны.
VII.2.5. Определение основной гидрофизической характеристи-
ки почв методом центрифугирования (модификация А.В. Смагина)
Теоретические основы метода
В методе центрифугирования удаление влаги из образца почвы про-
исходит под действием центробежной силы. Развиваемое при этом дав-
ление на жидкую фазу можно определить по следующей формуле:
222
21
()
2
ж
РR
R
,
(VII.52)
где -- угловая скорость вращения, R1,2 -- расстояния от оси вращения до
начала образца и до свободной поверхности удаляемой жидкости соот-
ветственно; ж -- плотность жидкости.
Приведенное уравнение (Вадюнина и Корчагина, 1986; Глобус, 1987)
получается следующим образом. Давление, оказываемое на влагу в цен-
трифугируемом образце, есть отношение силы (F), действующей на жид-
кость, к площади ее поперечного сечения (S): Р = F/S. Учитывая, что сила
есть масса воды в образце (mж), умноженная на центробежное ускорение
(а), а площадь воды в цилиндрическом образце равна ее объему (Vж), де-
ленному на высоту (h), имеем Р = mж ah/ Vж.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
222
Поскольку a = 2R (R -- радиус вращения от оси до центра масс об-
разца), a mж/Vж =ж, получаем:
P=ж2Rh.
(VII.53)
Принимая во внимание изменение радиуса с высотой образца, нахо-
дим:
22
11
2
22
2
21
()
2
RR
ж
ж
RR
PP
d
hR
d
hRR
(VII.54)
что и соответствует формуле (VII.52).
Часто конструкция центрифуги предполагает наклонное расположе-
ние образца к оси вращения, поэтому в формулы (VII.52), (VII.53.) необ-
ходимо ввести поправочный множитель (cos), где -- угол между гори-
зонталью и центральной осью симметрии образца. В случае горизонталь-
ного ротора крестовины = 0° и cos = 1. Для тихоходных режимов цен-
трифугирования следует учитывать гравитационную составляющую по-
тенциала ( = --gh sin, h -- высота образца). Угловая скорость вращения
() по данным о числе оборотов центрифуги в минуту (n) рассчитывается
по формуле: = n/30, [] = с1. Если известна относительная сила цен-
трифугирования или так называемый фактор разделения (F =2R/g), то
величину Р легко определить прямой подстановкой в формулы (VII.52),
(VII.53). В завершение приведем расчетные формулы для определения
давления (потенциала) почвенной влаги методом центрифугирования с
учетом используемых в уравнениях (VII.52) и (VII.53) констант и размер-
ностей физических величин:
точечный образец:
P[кПа] = 10 P [см.водн. ст] = (0.011n2R cos+gsin)h, (VII.55)
распределенный образец:
Р[кПа] = 10P [см.водн. ст] = (0.0055n2(R22 R21) cos +ghsin), (VII.56)
где, n -- об./мин, R, h -- м; знак () ставится по определению давления
почвенной влаги.
Анализируя формулы (VII.55) и (VII.56), убедимся, что, меняя высоту
образца h или расстояние от верхней части образца до свободной поверх-
ности удаляемой жидкости (R2R1), а также скорость вращения центри-
фуги, можно исследовать ОГХ почвы практически во всем диапазоне ее
варьирования. Например, на ультрацентрифуге Лебедева (Смагин и др.,
1998) (n = 50000 об./мин, R1 = 1.0, R2 = 1.75 см) достигается предельная
величина давления P = --28350 см. водн. ст. Для обычной лабораторной
центрифуги типа ЦЛС-3, п варьирует от 200 до 6000 об./мин, а диапазон
измерения потенциала почвенной влаги при среднем радиусе вращения R
Глава VII. Давление влаги в почве
223
=10смивысотеобразцаh=1--3смсоставляет--0.5<P<--650кПаили--
5<P<--6500смводн.ст.
При необходимости можно параллельно оценить осмотическое дав-
ление отделяемого в процессе центрифугирования раствора с помощью
осмометра или по данным о его концентрации (c) и удель ной электро-
проводности (Е): Pos= P0ПВ/W;
P0 = cRT/M (неэлектролит), 0 = 36 (электролит), где R -- универ-
сальная газовая постоянная (Дж/моль К), М -- молярная масса (г/моль), c --
(г/м3), Т -- (К), -- (дCм/м) (Глинка, 1980; Campabell, 1985). Центрифуги-
рование позволяет моделировать потенциал нагрузки вышележащих сло-
ев почвы ( н), если на поверхности образца установлен аппликатор опре-
деленной массы () и поперечного сечения: Рн = m 2 R/S (Nimmo, 1994).
Дополнительное давление на воду со стороны скелета почвы при сжатии
образца в центрифужном поле можно рассчитать по известной компрес-
сионной зависимости для данного грунта (Соколов, 1950). Аналогичную
поправку, по-видимому, необходимо вводить и в методе мембранного
пресса, однако в практике почвоведения это не принято. В целом, помимо
матричного (капиллярно-сорбционного) потенциала (формулы (VII.55) и
(VII.56)), центрифугирование дает возможность определить по отдельно-
сти и другие составляющие полного потенциала влаги в почве, что также
является серьезным преимуществом этого метода.
Методика определения и расчеты
На рис. VII.15 представлена схема оборудования для реализации ме-
тода центрифугирования на базе серийной отечественной центрифуги
типа ЦЛС-3. Центрифуга снабжена двумя сменными роторами (угловым
и крестовиной) и набором центрифужных пробирок (стаканчиков), вы-
полненных из пластмассы или прочного металла. По центру стаканчика
необходимо установить трубку на резиновых упорах и заполнить ее на
2/3 жестким пористым материалом (керамзит, пемза, мел, каолинит, де-
рево, бумага).
Образец почвы в кольце или бюксе с перфорированным дном разме-
рами чуть меньше внутреннего диаметра трубки помещают на поверх-
ность этого материала. Затем верхнюю часть трубки и центрифужный
стаканчик закрывают притертыми крышками во избежание доступа воз-
духа и сушки образца при высоких скоростях вращения. Между крышкой
и почвой можно поместить аппликатор из легкого материала (пенопла-
ста), чтобы образец сохранял свою форму и не «размывался» по стенкам
при центрифугировании в наклонном положении. На дно центрифужного
стаканчика по необходимости наливают воду для капиллярной подпитки
наполнителя трубки. По уровню воды определяют величину, входящую в
формулу (VII.56) R2, -- расстояние от оси вращения центрифуги до сво-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
224
бодной поверхности жидкости. Если в качестве подкладки-наполнителя
используется тонкодисперсный материал, имеющий тесный гидравличе-
ский контакт с образцом почвы, то влага, уд аляемая из образца, может
поступать обратно при снижении скорости вращения центрифуги. Тем
самым создаются ус лов ия для определения кривой увлажнения ОГХ и ее
гистерезиса в целом; P рассчитывают по формуле (VII.56).
Для обычных анализов кривых иссушения целесообразно использо-
вать крупнопористый материал-подкладку. В этом случае нет необходи-
мости в его капиллярном ув лажнен и и со дна центрифужного стаканчика,
поскольку материал служит лишь приемником, а не резервуаром влаги
для образца почвы. Последний насыщают водой до полной влагоемкости
(ПВ), устанавли вают на поверхность крупнопористой подкладки и цен-
трифугируют, начиная с малых оборотов. Можно исследовать образцы
ненарушенного сложения при естественных влажностях и концентрациях
порового раствора, отгоняя его посредством центрифугирования; P в
этом случае рассчитывают по формуле (VII.55). Во всех случаях остаточ-
ная влажность в образцах оценивается взвешиванием, причем лучше ис-
пользовать аналитические весы, так как в легких почвах изменения во
влажности на больших скоростях центрифугирования исчисляются деся-
тыми долями процента.
Почва
(a)
4
5
1
3
2
R1
R2
R
h
(б)
R1
R2
R
h
(в)
Рис. VII.15. Устройство центри-
фужного стакана (а) и его распо-
ложение при различных конструк-
циях ротора центрифуги:
1- трубка с материалом-под-
кладкой; 2 -- образец почвы;
3 -- резиновые упоры; 4 -- крышки;
5 -- свободная жидкость (вода,
почвенный раствор); (б) -- ротор-
крестовина; (в) -- угловой ротор.
Глава VII. Давление влаги в почве
225
Полезно производить несколько последовательных измерений убыли
массы образца при центрифугировании с заданной скоростью, что позво-
ляет определить истинную равновесную влажность и функцию влагопро-
водности почвы (см. отдельно). Общее число анализируемых одновре-
менно образцов соответствует емкости ротора и не превышает восьми,
однако в принципе его можно увеличить, устанавливая в центрифужный
стаканчик не одну, а несколько трубок-влагоприемников для образцов
меньших размеров. Такой вариант микрометода центрифугирования опи-
сан в работе (Смагин и др., 1999). Время, необходимое для достижения
равновесной влажности в образце, зависит от его гранулометрического
состава, влагопроводности, энергии водоудерживания и, соответственно,
скорости вращения центрифуги. Основное количество (80--90%) влаги
уд аляется достаточно быстро (от 15--30 мин до нескольких часов), однако
для достижения полного равновесия может потребоваться существенно
большее время (до 1--2 сут), в связи с чем рекомендуется использовать
расчетный метод определения истинной равновесной влажности с помо-
щью простой кинетической модели, предлагаемой ниже (см. Метод опре-
деления ненасыщенной гидравлической проводимости с помощью цен-
трифугирования).
Перед началом анализа необходимо измерить исходную массу бюкса
с фильтрами и крышкой-аппликатором (m0) и его внутренний диаметр
(d). По нему легко рассчитать площадь поперечного сечения S = d2/4.
После помещения образца в бюкс, его надо насытить водой в течение
суток (в отдельных экспериментах можно исследовать монолиты с есте-
ственной влажностью после поливов или обильных осадков). Для уско-
рения насыщения и дегазации образца рекомендуется эту процедуру про-
водить в вакуумных шкафах или эксикаторах. Насыщенный образец
взвешивается и измеряется его высота (h0). Заметим, что целесообразно
помещать такое количество почвы в бюкс, чтобы h0, была близка к 2 см.
Взвешивание проводится на точных весах (до 0.001 г). Удобно использо-
вать электронные весы с цифровой индикацией результата взвешивания.
Замер высоты образца осуществляется штангенциркулем с точностью до
0.5 мм. Насыщенные образцы в бюксах помещаются в стандартные пла-
стмассовые стаканы к центрифуге ЦЛС-3, подготовленные к определе-
нию потенциала почвенной влаги (рис. VII.15). Стаканы уравновешива-
ются (до 1 г) и устанавливаются в угловой ротор центрифуги. Ротор за-
крывается герметичной крышкой и задается минимальная скорость вра-
щения (n = 100 об/мин). При грубом тахометре рекомендуется контроли-
ровать эту скорость визуально с помощью метки на стенке ротора и се-
кундомера.
Целесообразно несколько раз взвесить образец в процессе центрифу-
гирования, чтобы получить данные о кинетике дренирования образца
(W(t)), по которым корректируется равновесная влажность (Wр) и опреде-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
226
ляется ненасыщенная гидравлическая проводимость почвы (Смагин и др.,
1998, 1999). По окончании опыта с данной скоростью вращения (дости-
жении равновесия поля центрифуги с силами, удерживающи ми влагу в
почве) измеряется масса (mi) и высота образца (hi). После этого присту-
пают к следующему этапу центрифугирования, например, при n=200
об/мин. и так далее, вплоть до максимальных величин n=6000 об/мин. На
начальных этапах 0 < n <1000 об/мин целесообразно повышать скорость
вращения через каждые 100--200 об/мин (например, 100, 200, 300, 400,
600, 800, 1000). В дальнейшем шаг можно увеличить до 500-1000 об/мин.
В конце эксперимента, после вращения со скоростью 6000 об/мин,
бюкс с почвой взвешивается и сушится при 105оС для определения оста-
точной влажности (W6000) и массы абсолютно сухой почвы (ms). Расчет
влажности на остальных этапах центрифугирования и отдельных кинети-
ческих стадий этого процесса осуществляется по формуле:
W% = [(mi -- (ms+m0))/ms]100,
(VII.57)
где mi -- масса бюкса с образцом на данном этапе центрифугирования, m0
-- масса бюкса с вкладышем. Согласно (Смагин и др., 1998), можно уточ-
нить равновесную влажность по модели кинетики центрифугирования,
если аппроксимировать экспериментальные данные по убыли влажности
при дренировании образца полиномом второй степени:
W(t) at2 -- bt + c, где a, b, c -- константы аппроксимации, t -- время
центрифугирования с данной скоростью вращения). Тогда «истинная»
равновесная влажность будет равна:
Wp = c -- a/0.3536k2 или Wp = c -- b/0.9664k,
(VII.58)
где k =2.733 a/b -- константа релаксации влажности.
Соответствующее значение давления влаги находится в зависимости
от скорости вращения центрифуги по приведенным выше формулам
(VII.55, VII.56).
Пример 3.
Конечная влажность пахотной серой лесной почвы (Суздаль, угодья
ВНИИСХ), определенная термостатно-весовым методом, после 6000
об/мин, составила 12.6%. Масса центрифужной пробирки (бюкса) с
фильтром равна 3.310г, а масса почвы в бюксе на последнем этапе цен-
трифугирования (6.692г). Рассчитаем равновесную влажность на преды-
дущем этапе (5000 об/мин), если масса почвы с бюксом mi =6.932г. Опре-
делим количество абсолютно сухой почвы в бюксе ms =(6.692-
3.310)(100/(100+12.6)=3 г. Теперь можно найти влажность при 5000
об/мин:
W = ((6.932-(3+3.310)/3)100 = 20.7%.
Соответствующее значение давления почвенной влаги находим по
формуле 2.10 при известных R=0.11м, =43o, h=0.02м:
P [кПа] = (0.011500020.11cos43 + 9.8sin43)0.02 =443 кПа или
4430 см водн. ст.
Глава VII. Давление влаги в почве
227
На рисунке VII.16. приведены данные по определению ОГХ почв раз-
личного генезиса и дисперсности методом центрифугирования. Каждая
точка на графике являет собою среднее значение из четырех -- восьми
повторностей. О варьировании данных, получаемых предложенным ме-
тодом, дает представление таблица VII.4.
Высокая точность и воспроизводимость результатов позволяют ре-
комендовать метод для сравнительной оценки физического состояния
почв, а также и его изменений под действием организмов и продуктов их
жизнедеятельности, -- одной из основных задач почвенной биофизики.
Рис.VII.16. ОГХ почв и грунтов (метод центрифугирования). Условные обозна-
чения: 1-кварцевый среднезернистый песок, 2 -- супесчаная дерново-подзолистая
окультуренная почва, 3 -- вертисоль из Туниса (суглинок), 4 -- вертисоль Туниса
(глина), 5 -- каолинит, 6 -- монтмориллонит
ТаблицаVII.4
Варьирование результатов определения ОГХ почв различными методами
(дерново-подзолистая супесчаная почва)
Центрифугирование (n = 8)
Тензиометр, полевой метод (n=4)
Давление
влаги, см.
водн. ст.
Влажность
(средняя),% Диспер-
сия, % Давление влаги,
см. водн. ст.
Влажность
(средняя),% Дисперсия, %
11.4
37.34
0.277
50
40.52
6.62
80.4
23.90
0.291
100
37.60
8.05
282
16.43
0.173
200
27.31
6.75
906
13.69
0.038
300
20.36
6.49
1835
12.21
0.029
500
14.82
4.18
2870
10.79
0.043
800
13.14
3.28
6456
9.61
0.186
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
228
Продолжение таблицы VII.4
Кварцевый песок
Центрифугирование
(n= 4)
Капилляриметрия
(n= 4-6)
Тензиометрия
(n= 4-6)
Давление
влаги, см.
водн. ст.
Влаж-
ность
(сред-
няя),%
Диспер-
сия, %
Давление
влаги, см.
водн. ст.
Влаж-
ность
(сред-
няя),%
Диспер-
сия, %
Давление
влаги, см.
водн. ст.
Влаж-
ность
(сред-
няя),%
Диспер-
сия, %
6.5 25.72 1.022 10.7 25.30 4.735 50 21.36 6.220
12.5 12.89 0.107 17.0 22.40 1.585 100 5.88 9.101
100 7.70 0.428 32.0 18.70 2.843 200 4.42 1.605
196 5.55 0.366 129 7.10 1.587 400 3.90 1.877
780 4.56 0.168 324 5.17 2.202 500 3.48 0.387
1630 4.00 0.087 501 3.67 0.572 800 3.03 0.468
3631 3.21 0.025
6456 1.52 0.370
Оборудование
Центрифуга лабораторная, типа ЦЛС -- 3. Весы аналитические с точ-
ностью 0.001г. Набор центрифужных стаканов для анализа ОГХ почвы
VII.2.6. Метод пластинных и мембранных прессов
Теоретические основы метода
Кроме капилляриметров, для определения зависимости между влаж-
ностью почвы и давлением почвенной влаги в диапазоне высоких влаж-
ностей используются пластинные и мембранные прессы. В основе их
действия также лежит принцип установления гидравлического равнове-
сия через пористую пластину или мембрану между водой в почве и во-
дой, находящейся в заданном стандартном состоянии. В отличие от ка-
пилляриметров, в которых состояние равновесия устанавливается путём
понижения атмосферного давления на воду, находящуюся в гидравличе-
ской связи с образцом, в прессах повышается давление над образцом, а
вода остаётся в исходном стандартном состоянии. Устройства со сравни-
тельно крупными пористыми пластинами называют пластинными, а с
тонкопористыми мембранами -- мембранными прессами. Они представ-
ляют собой герметическую камеру, где избыточное давление над мем-
браной вызывает перетекание почвенной влаги из образца через перего-
родку в регистрирующую ёмкость со свободной водой. Передвижение
воды происходит до тех пор, пока газовое давление в камере не сравняет-
ся по абсолютной величине с давлением почвенной влаги. В момент вы-
равнивания давлений определяют влажность образца и получают пару
Глава VII. Давление влаги в почве
229
соответствующих равновесных величин давления почвенной влаги и
влажности. Можно задать более высокое или более низкое давление газа
в камере и получить несколько пар равновесных значений влажность-
давление. Эти пары можно использовать для построения ОГХ. В отличие
от метода капилляриметров, с помощью метода пластинных прессов
можно определять влажность почвы при давлениях ниже -- 1 атм. Это
необходимо, например, при определении влажности завядания.
VII.2.6.1. Пластинный пресс с непрерывной автоматической фиксацией
влажности образца (конструкции П.Н. Березина).
Для получения пар равновесных значений влажность образца -- дав-
ление почвенной влаги уд обен пластинный пресс с непрерывной автома-
тической фиксацией влажности образца. В конструкции этого пресса для
обеспечения непрерывности слежения за влажностью образца использу-
ется принцип гидростатического взвешивания. Схема прибора представ-
лена на рис. VII.17.
Рис . VII.17. Схема пластинного пресса. Объяснения в тексте
Методика определения и расчёты.
Насыщенный водой образец почвы (1) помещают внутрь камеры вы-
сокого давления (2) на тонкопористую водонасыщенную мембрану (3) и
герметично закрывают крышкой (4). Всю конструкцию, соединённую
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
230
тонкой жёсткой металлической трубкой (5) с манометром и источником
давления, помещают в сосуд с водой (6), жёстко закрепляют и устанавли-
вают на аналитические весы. Через трубку (5) внутрь камеры высокого
давления подают избыточное газовое давление. За счёт избыточного дав-
ления почвенная вода перетекает из образца (1) через поры мембраны (3)
в окружающий сосуд. Количество вытекшей воды, или влажность образ-
ца, в каждый момент времени определяют по взвешиванию сосуда с во-
дой (6). Для предотвращения испарения с поверхности воды, в сосуде (6)
делается паровой затвор, который состоит из закреплённой на металличе-
ской трубке (5) чашечки с водой (7) и крышки (8) сосуда, имеющей зазор
со стенками чашечки и металлической трубкой и герметически соеди-
нённой со стенками сосуда (6). Использование такого парового затвора
практически полностью предотвращает испарение воды из сосуда (6) за
счёт испарения её из чашечки, которое не влияет на контроль влажности
образца, так как чашечка находится на жёстко закреплённой трубке (5).
По динамике веса сосуда (6) или, соответственно, вытекания влаги из
образца можно рассчитать также и ненасыщенную гидравлическую про-
водимость почвы. Контроль над отсутствием скоплений диффундирую-
щего воздуха под мембраной пресса (3) проводят визуально. Неизмен-
ность массы сосуда с водой (6) указывает на достижение равновесия. При
объёме почвенного образца 10--12 см3 равновесие наступает в среднем
через 5--7 часов. При достижении равновесия на последнем, наиболее
высоком этапе давления откручивают крышку (8) сосуда (6), пресс вы-
нимают из воды, давление сбрасывают до нуля, открывают крышку прес-
са (4) и определяют влажность образца термостатно-весовым методом.
Полученная величина равновесной влажности соответствует приложен-
ному наиболее высокому газовому давлению или абсолютной величине
давления почвенной влаги. Значения равновесных влажностей при дру-
гих заданных величинах давления можно рассчитать, зная количество
вытекшей на каждом этапе воды и вес абсолютно сухой почвы, методом
обратного пересчёта.
Операции получения кривых водоудерживающей способности почв,
и, в частности, непрерывной кривой вытекания, легко автоматизируются.
Для этого стеклянный сосуд (6) устанавливается на электронные весы с
возможностью подключения к персональному компьютеру через интер-
фейс RS-232C. При повышении веса сосуда сигнал от весов регистриру-
ется компьютером. Нужный уровень давления поддерживается в камере
пресса автоматически с точностью около 0.5 кПа в течение всего опыта.
Такая конструкция мембранного пресса позволяет проводить целый ком-
плекс гидрофизических экспериментов, в частности, определять кривую
водоудерживающей способности почв в широком интервале давлений
влаги с высокой точностью и надёжностью.
Глава VII. Давление влаги в почве
231
VII.2.6.2. Пресс поплавкового типа (конструкции П.Н. Березина с соав-
торами)
К недостаткам пластинных и мембранных прессов следует отнести
невысокую стабильность их работы вследствие наличия диффундирую-
щего воздуха, который всегда просачивается через мембрану, накаплива-
ясь под ней, прерывая гидравлический контакт и затрудняя постоянный
контроль над влажностью в образце почвы. Это вызывает погрешности в
установлен ии равновесной влажности, а, следовательно, и зависимостях
давления почвенной влаги от влажности.
Пластинный пресс поплавкового типа в значительной степени лишён
свойственных другим прессам недостатков. Его схема представлена на
рисунке VII.18. В основе работы этого устройства также лежит принцип
гидростатического взвешивания, используемый для постоянного контро-
ля за изменением влажности в образце почвы. Керамическая пластина (1)
герметически соединена с металлической оправкой (2), имеющей винто-
вую резьбу. Стеклянный полый цилиндр (3), широкая часть которого
также соединена с металлической оправкой (4) с винтовой нарезкой, по-
степенно переходит в своей верхней части в тонкий градуированный
стержень (5), который заканчивается запорно-выпускным клапаном (6).
Внутрь стеклянного цилиндра помещена ча-
шечка с подкрашенной водой (7), в которую
опущен открытым концом тонкий стеклянный
капилляр (8); другой конец этого капилляра
запаян. Чашечка с капилляром представляет
собой водно-воздушный манометр. Капилляр
градуируется в соответствии с величинами
создаваемого повышенного давления.
Методика работы с устройством следую-
щая. На керамический фильтр (1) помещают
насыщенный водой образец почвы (9). Фильтр
с образцом навинчивают на нижнюю часть
стеклянного цилиндра. Это соединение долж-
но быть герметичным. Поэтому необходимо
между рёбрами оправки помещать резиновую
прокладку (10). Всю герметичную конструк-
цию помещают в сосуд с чистой водой. При
этом уровень воды должен находиться в пре-
делах градуированного стержня: ус тройст во
должно плавать подобно ареометру. Добиться
такого погружения устройства в воду можно,
изменяя вес образца почвы или добавляя необ-
ходимый груз в виде свинцовых колец, кото-
рые надеваются на тонкий стержень (5). Как и
Рис. VII.18. Схема по-
плавкового устройства
для определения кривой
водоудерживания
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
232
в пластинных прессах, внутри такого устройства создают повышенное
избыточное давление, контролируемое водно-воздушным манометром
(7). Величина давления регистрируется по уровню поднятия воды из ча-
шечки (7) в капилляр (8). Это давление вызывает перетекание влаги из
почвы образца через фильтр в окружающую водную среду. При этом ре-
гистрировать количество вытекшей воды (или динамику влажности поч-
вы) можно по всплытию устройства, определяемому по градуированному
стержню (5). Прекращение всплытия свидетельствует о достижении гид-
равлического равновесия. После этого в приборе создают следующий,
более высокий уровень давления и снова регистрируют динамику выте-
кания воды и момент установления равновесия. После достижения рав-
новесия при максимальном уровне давления определяют конечную
влажность образца почвы. По значениям давления и влажности почвы
при установлении гидравлического равновесия определяют кривую водо-
уд ержи ва ющей способности почвы.
Пористый фильтр окружён водной средой, что исключает скопление
пузырьков диффундирующего воздуха вокруг него и гарантирует совер-
шенный гидравлический контакт. То, что конструкция, в которой отсут-
ствуют шланговые соединения, находится в воде, позволяет надёжно
контролировать её герметичность по появлению воздушных пузырьков
на поверхности прибора. Контроль над динамикой влажности и установ-
лением равновесия очень прост. Существует возможность термостатиро-
вания устройства, находящегося в водной среде.
VII.2.6.3. Метод зондовых мембранных прессов (в модификации
И.И. Судницына)
Если при использовании тензиометров почва находится под атмо-
сферным давлением, а в камере с водой давление переменное, то в прибо-
ре для измерения более низких давлений, напротив, почва находится в
камере переменного давления, а резервуар с водой сообщается с атмосфе-
рой. Повышение давления газа над почвой, расположенной на тонкопо-
ристой пластине (диаметр пор не должен превышать 0.1 мкМ) вызывает
перетекание воды из почвы через пластину в резервуар с водой. Когда
капиллярно-адсорбционное давление почвенной влаги станет равным по
абсолютной величине (но противоположным по знаку) давлению воздуха
в камере, вытекание воды из почвы прекращается. Прибор, основанный
на этом принципе, впервые предложил Ричардс (Глобус, 1969), назвав
его «pressure-membrane apparatus» («мембранный пресс»). Существует
много различных конструкций мембранного пресса, отличающихся раз-
мером и формой камер повышенного давления, видом мембран и мано-
метров, способами поддержания давления на заданном уровне (Глобус,
1969). Наилучшие результаты получаются, если влага, содержащаяся в
почве, находится в непрерывном гидравлическом контакте с влагой, на-
ходящейся в резервуаре. Но, поскольку почва в мембранных прессах
Глава VII. Давление влаги в почве
233
обычно лежит на мембране, а резервуар -- под мембраной, то воздух,
всегда просачивающийся, хотя и в небольших количествах, через мем-
брану, скапливается под ней, прерывая гидравлический контакт. В ряде
конструкций существуют специальные устройства для уд а ления воздуха
из-под мембраны, однако он и лишают возможности измерять зависи-
мость между давлением влаги и влажностью, не разбирая пресса и не
взвешивая образцы (Глобус, 1969).
Для удобства определений нами был сконструирован мембранный
пресс (Судницын, 1979), в котором почва находилась не над мембраной, а
под мембраной или сбоку от нее (рис. VII.19). Почва прижимается к по-
верхности мембраны резиновым мешочком, обеспечивающим равномер-
ное ее уплотнение. Воздух, просачивающийся через мембрану, свободно
поднимается в жидкости и удаляется в атмосферу, не накапливаясь около
мембраны и не прерывая гидравлической связи. О количестве воды, вы-
текшей из почвы или впитавшейся в нее, судят по изменению уровня во-
ды в градуированной стеклянной трубке. Эта система позволяет измерять
содержание влаги в почве при различных давлениях влаги, не разбирая
прессов и не взвешивая образцы. Она делает также возможным опреде-
ления не только в режиме отсасывания влаги из почвы (десорбции), но и
впитывания (адсорбции).
Следует заметить, что вода в порах мембранных прессов может нахо-
диться частью в адсорбированном состоянии, частью -- в диффузном слое
ионов; следовательно, необходимо создать некоторый начальный гради-
ент давления, чтобы течение воды началось.
Это может послужить причиной ошибок в
измерениях, хотя их величина, конечно,
меньше, чем при использовании полупро-
ницаемых мембран, где поры еще на не-
сколько порядков тоньше.
В данной работе изучение капиллярно-
адсорбционного давления почвенной влаги
проводилось как капилляриметрическим,
так и методом мембранного пресса. В каче-
стве сосудов с пористыми стенками исполь-
зовались керамические фильтры (бактерио-
Рис. VII.19. Мембранный пресс цилиндри-
ческий: 1 -- ре
з
и
н
о
в
ыйм
ешочек, 2 --
шпильки, 3 -- шайбы Гровера, 4 -- резино-
вые прокладки, 5 -- кран для сброса давле-
ния, 6 -- манометр, 7 -- стальной цилиндр, 8
-- почва, 9 -- керамический цилиндр, 10 --
бюретка для измерения количества вытек-
шей воды
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
234
логические) цилиндрической формы с порами толщиной 1 мкм. При их
установке в мембранных прессах эти фильтры дополнительно покрыва-
лись пленкой целлофана путем многократного покрытия их раствором
коллодия и очень медленным подсушиванием в парах эфира. Такая плен-
ка выдерживала перепад давления до 10 атм., что позволяло провести оп-
ределения почти во всем интервале влажности, доступной для растений.
VII.2.7. Метод гипсовых блоков
Тензиометры и мембранные прессы служат для непосредственного
измерения капиллярно-адсорбционного давления почвенной влаги (Гло-
бус, 1969; Судницын, 1979). Как уже указывалось, недостатком тензио-
метра является невозможность определять давление ниже --1 атм., а мем-
бранных прессов -- невозможность проводить измерения в полевых усло-
виях в режиме непрерывного слежения за давлением влаги. Для преодо-
ления этих недостатков был предложен опосредованный метод, при ко-
тором давление влаги измеряется не в самой почве, а в стандартном ка-
либрованном пористом теле, влага которого находится в гидравлическом
контакте с почвенной влагой. Этот контакт обеспечивает быстрое дости-
жение равновесия капиллярно-адсорбционного давления в системе почва
-- пористое тело. Стандартное пористое тело часто называют «блоком».
Блоки имеют небольшой объем (5--10 см3) и различную форму, изготав-
ливаются они чаще всего из гипса, стекловолокна, нейлоновой ткани,
бетона и т.п. В блоки встроены электроды, провода от которых выводятся
на поверхность почвы. Заранее, при изготовлении, в лабораторных усло-
виях находят зависимость между давлением влаги в блоке и его электро-
проводностью, что позволяет в дальнейшем по легко измеряемому пара-
метру (электропроводности) определять давление влаги в почве, контак-
тирующей с блоком. В процессе калибровки давление влаги в блоке зада-
ется при помощи помещения его в капилляриметр или мембранный
пресс, где поддерживается требующийся уровень разрежения (давления)
газа или жидкости.
Блоки, использовавшиеся нами, изготавливались из гипса. Электро-
ды, изготовленные из латунной сетки, с припаянными к ним проводника-
ми закреплялись в разборной форме и заливались гипсовым раствором.
Для приготовления гипсового раствора медицинский гипс (алебастр) сме-
шивался с водой в соотношении 2:1 и тщательно перемешивался в тече-
ние 30 сек., после чего быстро выливался в форму. Через 10 минут гипс
затвердевает, форма разбирается, и готовый блок подвергается калиб-
ровке (Судницын, 1979).
Для тех случаев, когда капилляриметры или мембранные прессы от-
сутствуют или имеются в ограниченном количестве, калибровку можно
провести более простым способом. Для этого блоки закладываются в
сосуды с почвой, для которой известна зависимость между влажностью и
давлением влаги. В сосуд высеваются растения с густой корневой систе-
Глава VII. Давление влаги в почве
235
мой (например, злаки), и после того, как они разовьют надземную и под-
земную массу, полив сосудов прекращается, влажность и давление влаги
снижаются равномерно по объему сосуда, и электропроводность блоков
падает. Проведя параллельные измерения влажности почвы (по весу со-
судов) и электропроводности, легко определить калибровочную зави-
симость между давлением влаги в блоках и их электропроводностью
сразу для большой партии блоков (авторское свидетельство №381989,
И.И. Судницын, Н.А. Муромцев). Результаты измерений показали, что
между давлением влаги в блоках и логарифмом их электрического сопро-
тивления существует зависимость, близкая к линейной. В интервале дав-
ления --2 --
--15 атм. она может быть приближенно выражена формулой
lg 0.16 2.5
к
R= |P|+ ,
(VII.59)
где R -- электрическое сопротивление блоков, в Омах, и Рк -- ка-
пиллярно-адсорбционное давление влаги, в атмосферах.
Метод блоков обладает существенным недостатком: наличие в почве
легкорастворимых солей, мигрирующих по профилю, может сильно иска-
зить величину их электропроводности, несмотря на то, что гипс, в силу
своей растворимости, хотя и небольшой, может буферить, в некоторой
степени, влияние солевой концентрации почвенного раствора. Так, даже
внесение больших доз минеральных удобрений (2 т/га) увеличивает элек-
тропроводность блоков на 20--30 % (Судницын, 1979).
Измерение электрической емкости или диэлектрической проницае-
мости позволяет избежать этой трудности, но сама техника таких измере-
ний сопряжена со значительными техническими проблемами, из-за кото-
рых не получила широкого распространения.
VII.3. Определение осмотического давления влаги
Осмотический потенциал (давление) влаги удается определить, лишь
выделив раствор из системы. Существуют различные способы выделения
раствора из почвы и растений. Так, Генкель (Судницын, 1979) определял
осмотическое давление почвенного раствора путем приготовления 5-
кратной водной вытяжки и последующего ее выпаривания. Затем полу-
ченный сухой остаток вновь растворяется в воде, количество которой
равно количеству влаги, содержавшейся в почве при исходной (или за-
данной) влажности почвы. Однако этот метод, по-видимому, не точен,
так как выпаривание может привести к необратимой коагуляции некото-
рых коллоидных веществ, превращению бикарбонатов кальция в слабо-
растворимые карбонаты и т.д., что приводит к завышению осмотического
потенциала по сравнению с почвенным раствором.
Более надежные данные можно получить, определяя осмотическое
давление в растворе, извлеченном непосредственно из почвы путем вы-
давливания его механическим прессом, вытеснения инертными жидко-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
236
стями (спирт, растительные масла и пр.) или при помощи центрифугиро-
вания. Однако все эти способы приводят к разрушению почвенных агре-
гатов, разогреванию почвы, возникновению электрокинетического по-
тенциала и другим эффектам, которые могут существенно изменить со-
став и, следовательно, осмотическое давление почвенного раствора.
Измерить осмотическое давление влаги в выделенном растворе
можно любым из методов, применяющихся для измерения полного дав-
ления (методами гидравлического равновесия, криоскопическим или гиг-
роскопическим). Наиболее легким и простым является, несомненно, крио-
скопический метод.
В тех случаях, когда почвенная влага находится преимущественно под
воздействием капиллярно-адсорбционного и осмотического силовых по-
лей, а остальными силами можно пренебречь, одну из составляющих лег-
ко рассчитать по разности, если известны величины полного давления и
другой составляющей. В данной работе величина осмотического давле-
ния определялась именно таким образом, то есть по разности между пол-
ным давлением и капиллярно-адсорбционным.
Разделить воздействие капиллярных и адсорбционных сил прямыми
методами невозможно, так как по природе своей они сходны. Можно ска-
зать, что капиллярные силы есть адсорбционные силы, продолженные в
объем. Поэтому их можно попытаться разделить лишь по некоторым
косвенным признакам.
Не менее трудно разделить осмотические силы, действующие в «объ-
емном растворе», и влияние ионов (поглощенных) диффузного слоя. От-
диффундировавшие в почвенный раствор поглощенные ионы, находя-
щиеся в периферических слоях диффузного слоя, при извлечении раство-
ра из почв или растений легко могут быть отнесены к числу осмотически
активных веществ.
Учитывая эти принципиальные и технические трудности, не
следует, по-видимому, при существующем уровне методики ожидать
высокой точности при измерении отдельн ых составляющих полного дав-
ления.
Литература
Воронин А.Д. Основы физики почв. М.:Изд-во МГУ, 1986.
Глинка Н.Л. Общая химия. Л.: Химия. Ленинград. отд. 1980.
Глобус А.М. Почвенно-гидрофизическое обеспечение агроэкологических
математических моделей. Л.:Гидрометеоиздат, 1987.
Глобус А.М. Экспериментальная гидрофизика почв. Л.:Гидрометеоиздат,
1969.
Киселев А.В., Яшин Я.И. Газоадсорбционная хроматография. М.: Нау-
ка, 1967.
Нерпин С.В, Чудновский А.Ф. Физика почвы. М.: Наука, 1967.
Глава VII. Давление влаги в почве
237
Смагин А.В., Садовникова Н.Б., Мизури Маауиа Бен- Али. Оп-
ределение основной гидрофизической характеристики почв методом центри-
фугирования // Почвоведение. №11. 1998.
Смагин А.В., Садовникова Н.Б., Хайдапова Д.Д., Шевченко
Е.М. Экологическая оценка биофизического состояния почв. М.:МГУ, 1999.
Смагин А.В., Смирнов Г.В. Использование газохроматографического
метода для определения изотерм сорбции паров воды в почвах // Почвоведе-
ние. №9. 1991.
Смагин А.В., Смирнов Г.В. Применение газовой хроматографии для
определения изотерм сорбции паров воды и удельной поверхности в почвах
// Физические и химические методы исследования почв. М.: МГУ, 1994.
Соколов В . И . Центрифуги. М.: Машгиз. 1950.
Судницын И.И. Движение почвенной влаги и водопотребление растений
М.:изд-во МГУ, 1979.
Шваров А.П. Степень проявления гистерезиса зависимости капиллярно-
сорбционного потенциала от влажности почвы // Почвоведение.№ 3.1982
Шеин Е.В., Гудима И.И., Мокеичев А.В. Методы определения ос-
новных гидрофизических функций для целей моделирования. «Вестник
Моск. Ун-та, сер.17 Почвоведение». № 2. 1993.
Шеин Е.В., Архангельская Т.А., Гончаров В.М., Губер А.К.,
Початкова Т.Н., Сидорова М.А., Смагин А.В., Умарова А.Б.
Полевые и лабораторные методы исследования физических свойств и режи-
мов почв. М.: изд-во МГУ, 2001.
Campbell G.S. Soil physics with BASIC. Elsevier.1985.
Hanks R.J. Applied Soil Physics. Springer-Verlag, Berlin -- Heidelberg -- New
York, 1980.
Nimmo J.R.et.al. The feasibility of recharge rate determinations using the
steady-state centrifuge method // Soil Sci. Soc. Am. J. №1. 1994.
Physical Aspects of Soil Water and Salts in Ecosystems. Ed. By A.Hadas.
Springer-Verlag, Berlin -- Heidelberg -- New York, 1973.
ГЛАВА VIII
ФИЛЬТРАЦИЯ, ВОДОПРОНИЦАЕМОСТЬ ПОЧВ
VIII.1. Движение воды в насыщенной влагой почве
(фильтрация)
Теория
Если все поровое пространство заполнено водой, то процесс движе-
ния влаги в такой двухфазной (только твердая и жидкая фазы) системе
называют фильтрацией. При описании этого процесса считают, что по
всем порам вода движется с одинаковой скоростью, формируя фильтра-
ционный фронт в насыщенной водой почве. Такие условия в почве бы-
вают нечасто и в основном характерны для движения грунтовых вод,
верховодки, для условий весеннего снеготаяния. Именно фильтрация
воды в почве является основой для понимания процессов движения воды
в почве. Законом, описывающим движение в насыщенной почве, является
закон Дарси.
Удобнее всего этот закон пояснить на схеме опытов, которые прово-
дил французский инженер-гидролог Анри Дарси (рис. VIII.1).
Рис. VIII.1. Схема устройства для изучения фильтрации воды в почве
Глава VIII. Фильтрация, водопроницаемость почв
239
Из этой схемы видно, что почвенная колонка, имеющая длину l и
площадь поперечного сечения S, проводит воду с некоторой скоростью,
характеризуемой потоком влаги qw. Этот поток равен количеству воды Q,
прошедшему через сечение почвы S в единицу времени t: w Q
qSt
.Он
будет иметь размерность [см/сут, или м/сут], т.е. [длина/время], так как
величина Q имеет размерность объема, S -- площади, их отношение --
размерность длины. Эта размерность потока влаги физически представ-
ляет столб воды, выраженный в см (или в мм, или в м) водного слоя, ко-
торый проходит через почву за единицу времени. Поэтому все потоки
воды в почве имеют эту размерность, представляющую величину слоя
воды в единицу времени. Анри Дарси, измеряя расходы воды, параметры
почвенных образцов, а также высоту перепада воды в подающем и при-
емном сосудах (h1 -- h2=h), впервые заметил, что при фильтрации воды
соблюдается следующее соотношение:
ф
w
h
qKl
,
(VIII.1)
где Кф -- коэффициент фильтрации, а отношение h
l
называется гидрав-
лическим градиентом, т.е. отношением гидравлического напора h к
длине колонки. Фактически гидравлический градиент -- это потеря напо-
ра воды на единицу длины фильтрующей колонки.
Очень важно отметить, что Кф имеет ту же размерность, что и поток
влаги, т.е. см/сут, м/сут и т.д., но лишь в том случае, если гидравлический
градиент является величиной безразмерной, т.е. когда и перепад, и длина
колонки выражены в одних и тех размерностях длины. Важно также, что
коэффициент фильтрации равен потоку влаги при единичном градиенте.
Поэтому нередко Кф называют скоростью фильтрации на единицу гради-
ента. Кроме того (что тоже очень важно!), Кф является постоянной и ха-
рактеристичной для данного почвенного объекта величиной. Он относит-
ся к фундаментальным, базовым почвенным свойствам. Классифицируют
обычно эту величину следующим образом (табл.VIII.1).
Приведенные в табл. VIII.1 градации коэффициента фильтрации --
ориентировочные, в основном применимы для суглинистых почв. Песча-
ные почвы имеют обычно очень высокий коэффициент фильтрации, >
550 см/сут. И если в этих почвах Кф будет составлять по этой классифи-
кации высокие значения (40--100 см/сут), то следует говорить о невысо-
ких для песчаных почв коэффициентах фильтрации. В связи с этим ниже
приведена добавочная таблица для различных по гранулометрическому
составу почвенных объектов (табл. VIII.2).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
240
Т аблица VIII.1
Классификационные градации коэффициента фильтрации почв
по Эггельсманну, 1984 (цит. по Ф.Р. Зайдельману, 1985)
Класс коэф-
фициента
фильтрации
Наименование
Значение
(см/сут)
I
Исключительно низкий (водоупор)
<1
II
Очень низкий (для почвенных горизонтов --
водоупорный)
1--6
III
Низкий
6--15
IV
Средний
15--40
V
Высокий
40--100
VI
Очень высокий
100--250
VII
Исключительно высокий
>250
Таблица VIII.2
Диапазоны средних значений коэффициента фильтрации для различных по
гранулометрическому составу почв
Почвенные объекты
Диапазон Кф, см/сут
Песчаные почвы
300--800
Суглинистые
20--100
Глины
1--50
И в этом случае следует сделать несколько уточняющих дополнений.
Во-первых, даже глинистая почва может иметь коэффициент фильтрации
более 60 см/сут, так как она может быть хорошо оструктуренной, и эта
структура -- водоустойчивой. Например, такие величины встречаются в
черноземах на глинах, на карбонатных материнских породах, в феррал-
литных почвах. Или напротив, песчаные почвы могут иметь очень низкий
Кф, до нескольких десятков или даже единиц см/сут. Это случается тогда,
когда песчаные почвы слоисты, имеют прослойки более плотного (оже-
лезненного) песка или отличающиеся по гранулометрическому составу.
В самом общем случае следует считать, что если почвенный горизонт
имеет коэффициент фильтрации ≤ 6 см/сут, то этот почвенный горизонт
можно рассматривать как водоупорный, практически непроницаемый для
воды (табл. VIII.1) вне зависимости от его гранулометрического состава и
других свойств.
Важно также отметить, коэффициент фильтрации -- это свойство не
только почвы, но и протекающей в почве жидкости, так как закон Дарси
применим не только к воде, но и к другим жидкостям. И в этом случае
поток этой жидкости (ql) будет определяться коэффициентом фильтрации
жидкости (Кl), плотностью ( l) и вязкостью ( l) этой жидкости:
Глава VIII. Фильтрация, водопроницаемость почв
241
ll
ll
l
gh
qKl
(VIII.2)
Итак, основные теоретические положения следующие:
Фильтрация -- движение жидкости в насыщенной этой жидкостью
почве (двухфазной системе: твердая и жидкая фазы). В отсутствие специ-
альных указаний, фильтрация - это движение воды в насыщенной влагой
почве
Закон Дарси: поток влаги (qw) в насыщенной почве пропорционален
коэффициенту фильтрации (Кф) и градиенту гидравлического напора
h
l
:wфh
qKl
, где гидравлический напор (h) и длина колонки (l)
имеют одинаковые размерности длины; размерности Кф и qw также оди-
наковы -- [длина/время], например, м/сут, см/сут.
Коэффициент фильтрации (Кф) -- это способность почвы проводить
насыщенный поток влаги под действием градиента гидравлического дав-
ления. Обычно, при градиенте давления, близком к единице.
Мы рассмотрели форму записи уравнения Дарси на основе тех экспе-
риментов, которые проводил сам автор этого закона. В самом общем виде
закон Дарси имеет следующую запись:
ф
w
dh
q Кdz
,
(VIII.3)
где dz -- расстояние, на котором происходит изменение гидравлического
давления, равного dh. Это расстояние может быть как в горизонтальном
направлении (как в рассматриваемом случае с горизонтальной колонкой,
когда оно равно l по оси x), так и любом другом (z -- по вертикали или y --
по другой горизонтали). Подчеркивая, что закон Дарси справедлив и для
трехмерного переноса воды, записывают
ф,
w
qK
H
(VIII.4)
где H
-- градиент гидравлического напора в трехмерном пространстве.
Отметим, что произведение ф
KH
является произведением скалярной
величины Кф на векторную H
, и в этом случае поток qw тоже вектор,
направление которого определяется векторной величиной H
.
Знак «минус» в вышеприведенном уравнении Дарси связан с тем, что
в физике почв при рассмотрении движения по вертикали поток приобре-
тает знак в зависимости от своего направления. Если он направлен вниз --
отрицательный, вверх -- положительный. Так как фильтрация осуществля-
ется под действием градиента гидравлического давления, всегда движуще-
го воду вниз, то получается, что поток должен иметь отрицательное значе-
ние. При решении фильтрационных задач по вертикальному переносу во-
ды чаще всего не придерживаются этой строгости, а вычитают из большего
значения напора меньшее, а знак в общей записи не учитывают.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
242
VIII.2. Определение коэффициента фильтрации почвы мето-
дом малых заливаемых площадей
Обычно коэффициент фильтрации определяют с помощью метода
малых заливаемых площадей, когда на поверхность почвы устанавлива-
ют квадратные и круглые рамы площадью около 2500 (внешняя) и 625
кв.см (внутренняя). Эти две рамы нужны для того, чтобы гарантировать
линейный поток, предотвратить боковое растекание воды при фильтра-
ции. Действительно, как видно из рис. VIII.2, вода при проникновении в
почву будет растекаться и в стороны от рамы, но только из внешней. Из
внутренней рамы поток воды в почве будет линейным.
Рис. VIII.2. Определение коэффициента фильтрации методом малых заливаемых
площадей (методом рам)
Именно поэтому внешнюю раму называют «защитной», а внутрен-
нюю «измерительной» или «учетной». Измеряя расход воды во времени
во внутренней раме, поддерживая постоянный напор воды внутри обеих
рам, можно рассчитать коэффициент фильтрации для того периода вре-
мени, когда поток становится установившимся. На начальной стадии,
когда происходит впитывание влаги при естественной влажности почвы,
можно определить динамику скорости ее впитывания, и рассчитать ко-
эффициент впитывания -- Квпит (см. рис. VIII.13). При дальнейшем прове-
дении эксперимента (обычно примерно через 3--4 часа) при поддержании
постоянного напора на поверхности почвы, равного 5 см, поток стабили-
зируется, и начинается стадия фильтрации. Вот в этот период, строго
фиксируя количество приливаемой воды (Q, мл) в единицу времени (t,
мин), зная площадь учетной внутренней рамы (S, см2), можно рассчитать
Глава VIII. Фильтрация, водопроницаемость почв
243
и коэффициент фильтрации, учитывая, что градиент гидравлического
давления близок к единице: ф Q
КSt
, выраженный в см/мин. В даль-
нейшем, его легко можно пересчитать в необходимые единицы [м/сут,
см/сут и проч.]. В окончательном виде необходимо внести еще поправку
на температуру воды, учитывая, что с изменением температуры вода из-
меняет свою вязкость. Все значения Кф поэтому приводятся для темпера-
туры 10º, по следующей формуле:
10
ф
ф 0.7 (0.03 )
T
К
К
T
,
(VIII.5)
где фT
К -- это экспериментально определенный коэффициент фильтрации
при температуры воды в эксперименте T, ºС; Кф10 -- приведенный к тем-
пературе 10ºС коэффициент фильтрации.
Конечно, поддерживать
постоянный уровень воды в
рамах довольно хлопотно и
неудобно. Поэтому в ряде
устройств (например, в
фильтрацион ном приборе
Нестерова, а также в ин-
фильтрометре конструкции
Университета
Гельф
(США)) используют так
называемое устройство Ма-
риотта, которое позволяет
поддерживать постоянный
напор воды на поверхности.
Это устройство изображено
на рис. VIII.3. Принцип его
действия гениально прост: стоит уровню воды в раме опуститься за счет
впитывания/фильтрации воды в почву, как пузырек воздуха проникнет в
бутыль, и из нее вытечет некоторое количество воды в раму. Это количе-
ство воды закроет трубку, и интенсивное вытекание воды из бутыли вре-
менно прекратится. В бутыли будет постепенно создаваться разрежение,
приближающееся к величине гидравлического напора воды в бутыли.
Гидравлический напор воды (h) будет скоро уравновешен разрежением в
воздушном пространстве бутыли. Поэтому уровень воды в бутыли (h) не
будет оказывать никакого влияния на напор воды в раме. Этот напор бу-
дет практически постоянным. А вот количество профильтровавшейся
воды можно легко измерять по уровню воды в бутыли.
Рис. VIII.3. Мариоттово устройство
для поддержания постоянного уровня
воды при инфильтрации влаги
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
244
Из возможных тонкостей экспериментальной процедуры определе-
ния Кф отметим некоторые эффекты, которые могут возникать при опре-
делениях:
1) Колебания и другие изменения потока воды на стадии фильтрации.
Этот эффект может возникать вследствие того, что фронт движущейся в
почве воды достиг иного по фильтрации слоя. Колебания возможны так-
же вследствие растворения защемленного в порах воздуха, либо, наобо-
рот, вследствие микробиологической деятельности, и увеличения пу-
зырьков выделяемых микроорганизмами газов, возникновения «газовых
пробок».
2) Парадоксально низкий поток воды на начальной стадии, при впи-
тывании, который затем увеличивается и стабилизируется. Этот эффект
связан с очень сухой почвой, на которой были установлены рамы. В на-
чальный период требуется некоторое время, чтобы увлажнить сухую
почву, заполнить самые тонкие капилляры, растворить или вытеснить
сорбированный на поверхности почвенных частиц воздух.
Неоднократно осуществлялись попытки рассчитать коэффициент
фильтрации исходя из других фундаментальных свойств почв, например,
из порозности, обосновать педотрансферные функции для расчета фильт-
рации по порозности. Однако не только общее количество пор, но и еще
два их свойства -- распределение пор по размерам и извилистость -- влия-
ют на фильтрацию. Эти свойства трудно определяемы, что делает про-
блемным расчет Кф по физическим свойствам. По-прежнему эксперимен-
тальное (предпочтительнее -- в полевых условиях) определение остается
главным. Это определение учитывает специфику порового пространства
естественных почв, строение почвенного профиля и множество других
особенностей почвенного порового пространства. Тем более, что коэффи-
циент фильтрации, напомним, -- фундаментальное свойство почв, на осно-
вании которого производятся разнообразные гидрологические расчеты.
Метод определения коэффициента впитывания и фильтрации под-
робно изложен в главе XVII, в разделе «Определение вертикальной водо-
проницаемости по методу заливаемых квадратов Н.А. Качинского».
VIII.3. Метод определения Кф по скорости восстановления
уровня воды в скважине. Латеральная (или боковая)
фильтрация
VIII.3.1. Метод Доната-Эркина определения Кф по восстановле-
нию уровня воды в скважине в неоплывающих и необводненных с
поверхности почвогрунтах
В мелиоративной практике для расчета основных параметров дрена-
жа наибольшее распространение получил метод определения Кф по вос-
становлению уровня воды в скважине. Метод весьма близко отражает
Глава VIII. Фильтрация, водопроницаемость почв
245
условия фи льтраци и воды в боковом (латеральном) направление к дре-
нам. Он прост, предполагает однократное понижение воды в скважине и
последующую фиксацию скорости подъема ее уровня.
По Эркину метод определения Кф по восстановлению уровня воды в
скважине предполагает выполнения следующих операций.
На характерной в отношении рельефа и растительности точке иссле-
дуемой почвенной разновидности буром диаметром 10-20 см проходят
скважину. При исследовании фильтрационных свойств однородных по
гранулометрическому составу горизонтов дно скважины должно залегать
на 10-20 см выше отличного по своей водопроницаемости слоя. В слабо-
водопроницаемых почвогрунтах к определению фильтрации приступа ют
спустя 24-48 ч, в хорошо водопроницаемых через 6-12 часов после за-
вершения проходки скважины, предварительно удалив скопившуюся при
бурении воду. Перед началом наблюдений в полевой журнал записывают
глубину установившегося уровня воды от дневной поверхности h, глуби-
ну скважины L, мощность слоя воды в скважине H и ее диаметр D
(рис. VIII.4.).
После завершения этих измерений насосом, клапанной водочерпал-
кой (желонкой), или черпаком на длинной ручке (в широких скважинах)
откачивают воду. Удобно использовать для быст-
рой однократной откачки легкую пластмассовую
трубу, снабженную резиновым клапаном. Такую
трубу опускают в скважи ну, заполняют водой и
извлекают на поверхность (рис. VIII.5).
Рис. VIII.5. Труба с клапаном (желонка) для откачки воды из скважины
Рис. VIII.4. Параметры скважины, необходимые для
определения боковой водопроницаемости. Условные
обозначения: L -- глубина скважины; H -- мощность
слоя воды в скважине; h -- глубина установившегося
уровня воды от дневной поверхности; D--диаметр
скважины
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
246
Во всех случаях слой
воды в скважине над ее
дном не должен превышать
5-10 см. Этот уровень J0
соответствует началу на-
блюдений. Время, необхо-
димое для последующих
измерений положений воды
в скважине J1, J2, J3 и так
далее фиксируют хрономет-
ром. Изменение уровня во-
ды в скважине отмечают по
мерной рейке, блоковым
уровнемером, уровнемером
Кибальчича (рис. VIII.6).
Отсчеты продолжают до тех пор, пока уровень воды в скважине в хо-
рошо фильтрующих грунтах не восстановит 3/4Н (первоначального по-
ложения), а в слабоводопроницаемых почвах достигнет высоты, соответ-
ствующей 1/2Н.
Аналогичным образом записывают результаты второго измерения. По-
сле подъема уровня воды в той же скважине повторно определяют гори-
зонтальную фильтрацию, сохраняя ту же последовательность операций.
Полевые наблюдения записывают по форме, приведенной в табл. VIII.3.
Таблица VIII.3
Формы записи полевых наблюдений при определении горизонтальной водо-
проницаемости по скорости восстановления уровня воды в скважине после
откачки
№
Отсчет времени
Число минут
(сек.) от начала
измерения
Расстояние от
начального
уровня воды до
откачки до уров-
ня воды в сква-
жине после от-
качки, см (J0)
Незаполненность
скважины, см
0
J
J
0
lgJ
J
0
lgJ
J
tg
t
1 измерение
1 9ч10мин 0
93.0
48.0 1.0
0
-
2 9ч12мин 2
90.5
45.5 1.06 0.024
0.012
3 9ч15мин 5
87.0
42.0 1.14 0.058
0.012
4 9ч20мин 10
82.0
37.0 1.30 0.113
0.011
5 9ч25мин 15
77.5
32.5 1.48 0.169
0.011
6 9ч30мин 20
74.0
29.0 1.66 0.219
0.011
7 9ч35мин 25
71.0
26.0 1.84 0.266
0.011
8 9ч40мин 30
68.5
23.5 2.04 0.310
0.010
9 9ч50мин 40
64.5
19.5 2.46 0.391
0.0098
Рис. VIII.6. Различные типы уровнемеров для
определения положения воды в скважине:
а -- Кибальчича; б -- блоковый; в -- реечный
а
б
в
Глава VIII. Фильтрация, водопроницаемость почв
247
Исходное положение уровня воды в скважине непосредственно после
откачки (ноль секунд) обозначают как J0. Коэффициент фильтрации рас-
считывают по формуле Эркина (1940):
0
22
ф
lg
3.5
3.5
J
rr
J
Кt
g
HDtHD
,
(VIII.6)
где t -- время, за которое уровень воды в скважине поднялся от положе-
ния J0 до J, с; Н -- расстояние от начального уровня грунтовых вод до дна
скважины, см; D и r -- диаметр и радиус скважины, см.
Проверка этой формулы К.П. Лундиным (1964) показала ее пригод-
ность для расчета коэффициента боковой фильтрации с введением сле-
дующих поправок на диаметр опытных скважин:
При D= 10-15 см Кф =4.15
ПриD=15см
Кф =4.45
ПриD=20см
Кф =4.40
Значения tgα могут быть найдены графически (рис. VIII.7) или путем
табличного расчета. Для расчета tgα используют интегральное отношение
0
lg
tg
J
J
t
(VIII.7)
Отдельные, резко отличающиеся значения tgα, обычно относящиеся к
концу наблюдений, выбраковывают.
В зарубежных изданиях метод определения коэффициента фильтра-
ции по восстановлению уровня воды в скважине часто описан как метод
Хугхаугдта -- Эрнста.
Рис. VIII.7. График для нахождения tgα
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
248
VIII.3.2. Метод определения коэффициента фильтрации по вос-
становлению уровня воды в скважине в обводненных и оплываю-
щих почвогрунтах в модификации Зайдельмана
Определение Кф по методу Доната-Эркина может быть выполнено
при двух условиях: во-первых, выше исследуемого обводненного слоя
должна залегать толща, свободная от гравитационной влаги; во-вторых,
стенки скважины не подвергаются оплыванию в ходе наблюдений. Одна-
ко такие условия нередко отсутствуют и определение боковой фильтра-
ции по восстановлению уровня воды в скважине необходимо выполнять в
слоях, выше которых расположены водонасыщенные горизонты. Кроме
того, стенки скважин могут подвергаться быстрому оплыванию, особен-
но в тех случаях, когда они образованы породами легкого гранулометри-
ческого состава. Поэтому, если заболоченные и болотные почвы обвод-
нены с поверхности или выше исследуемых горизонтов, скважину обса-
живают металлической трубой таким образом, чтобы исключить поступ-
ление воды через устье. Для обсадки скважины могут быть использованы
короткие (70, 100, 150) отрезки труб снабженные воротком (рис. VIII.8,а).
Буровые скважины следует выполнять специальным шнековым бу-
ром (рис. VIII.8,б), который состоит из трубчатой рукоятки и штанги; в
нижней части штанга имеет крупное отверстие, защищенное от попада-
ния разжиженного почвогрунта металлической заслонкой. Такая конст-
рукция обусловлена тем, что при извлечение бура из обводненной толщи
почвогрунта возникает разряжение, которое удерживает бур в скважине.
Наличие трубчатого канала и отверстия в штанге облегчает поступление
воздуха, который снимает образовавшийся вакуум. В суглинистых, гли-
нистых и торфяных почвах, пользуясь такой обсадной трубой или ком-
плектами труб разной длины, можно, защитив исследуемый слой от об-
воднения из вышележащих горизонтов, определить водопроницаемость
как всей толщи почвы (суммарную фильтрацию), так и водопроницае-
мость отдельных крупных слое. В последнем случае обсадные трубы
вводят таким образом, чтобы обеспечить поступление воды в скважину
только из исследуемого слоя.
В обводненных легких почвогрунтах применение обсадных труб яв-
ляется недостаточным условием, так как водоносный песок обычно бы-
стро заполняет скважину. В этом случае бурение скважины выполняют с
одновременной обсадкой последней металлическими трубами (Зайдель-
ман, 1965, 1968, 1988).
Немедленно после завершения проходки песчаной толщи на иссле-
дуемую глубину в скважину опускают специальный перфорированный
трубчатый фильтр длиной не менее 60 см, обсадную трубу поднимают на
поверхность, а фильтр с помощью специальной ручки (2) (рис. VIII.8,в)
удерживают в скважине. После подъема трубы верхняя часть фильтра
длиной около 10 см должна быть защищена обсадной трубой, а нижний
Глава VIII. Фильтрация, водопроницаемость почв
249
его отрезок длиной не менее 50 см располагается в исследуемой толще
почвогрунта.
Для откачки воды из скважины используют ручной насос или желон-
ки. Шланг насоса прикрепляют к металлической трубке, приваренной к
внутренней стороне фильтра, а ее верх выступает над кромкой опорной
трубы фильтра на 5−10 см. Сетку фильтра защищают от разрыва специ-
альным проволочным кожухом.
Последующие операции определения скорости восстановления уров-
ня воды в скважине после откачки и расчет Кф полностью совпадают с
изложенной выше методикой.
а
в
б
Рис. VIII.8. Комплекс инструментов для определения
боковой водопроницаемости в обводненных с по-
верхности почвогрунтах (размеры в мм).
Условные обозначе-
ния:
а -- обсадная труба с
воротком;
б -- бур-змеевик;
в -- монтаж фильтра
на обсадной трубе;
1 -- блок уровнемера;
2 -- рукоятка опорной
трубы;
3 -- опорная труба;
4 -- кольцо для креп-
ления кожуха;
5 -- съемный фильтр;
6 -- защитный кожух
фильтра;
7 -- патрубок для от-
качки воды из сква-
жины;
8 -- клапан патрубка;
9 -- зажим
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
250
VIII.3.3. Метод определения вертикальной и латеральной
фильтрации почв по Ханусу (лабораторный метод)
В мелиоративной практике в последние годы для определения Кф
широкое распространение получил метод Хануса (Hanus, Knock, 1965),
основанный на определении Кф в лабораторных условиях на малых об-
разцах (V=250 см3). Образцы отбирают с помощью режущих цилиндров в
6-ти кратной повторности в горизонтальном и вертикальном направлени-
ях из шурфа. Определение проводят на предварительно насыщенной во-
дой образцах с использованием несложной аппаратуры (рис. VIII.9).
Рис. VIII.9. Прибор для определения Кф в пробах, отобранных режущими цилин-
драми, по методу Хануса: 1 -- водопровод; 2 -- штатив; 3 -- трубка стока; 4 -- ванна;
5 -- пластиковая защита; 6 -- режущий цилиндр; 7 -- грубозернистая керамическая
пластинка; 8 -- пластиковая крыша; 9 -- пробка резиновая; 10 -- трубка для стока
воды; 11 -- трубка для выпуска воздуха; 12 -- полиэтиленовый переход; 13 -- стек-
лянная трубка; 14 -- деревянная планка; 15 -- зажим; 16 -- качающийся желоб; 17 --
мерный цилиндр; 18 -- водомерная трубка
Наиболее целесообразно применение этого метода в образцах со ста-
бильной структурой, низким содержанием гумуса, слабой набухаемо-
стью, без трещин и иных вторичных пор (ходов землероев, корней расте-
ний и др.). Метод дает заметную ошибку в образцах песчаных и глини-
стых почв, в первом случае из-за их возможного нарушения структуры
при транспортировке и установке образцов, во втором -- из-за их трещи-
новатости и набухаемости. Очевидно, этот метод нельзя использовать для
скелетных почв, обогащенных каменистым материалом.
Глава VIII. Фильтрация, водопроницаемость почв
251
Режущий цилиндр прибора Хануса внедряют в почву для отбора
(рис. VIII.10) образцов с помощью направителя послойно. В каждом раз-
резе отбор образцов производят по 3 слоям. Образец тщательно освобож-
дают от излишков почвы и помещают в струбцину с двумя крышками,
имеющими резиновые прокладки. Затем образец в струбцине затягивают
винтом и в таком виде транспортируют в лабораторию (рис. VIII.11).
Метод определения Кф по Ханусу требует особо тщательного выпол-
нения всех работ. В полевых условиях необходимо проследить за тем,
чтобы при отборе пробы бур не уплотнял почву. После внедрения в поч-
ву поверхность образца не должна оказаться ниже кромки стакана-
пробоотборника. Отбор сухих суглинистых и глинистых образцов приво-
дит к тому, что после их насыщения водой в лаборатории происходит
набухание почвы и ликвидация пор фильтрации. Такие гистерезисные
явления необходимо учитывать при организации изысканий и постановке
лабораторных определений. Поэтому наиболее благоприятным для отбо-
ра образцов при определении Кф по Ханусу является период, когда влаж-
ность почвы равна или больше ППВ. Если влажность почвы ниже этой
величины, то опытная площадка должна быть предварительно насыщена
влагой таким образом, чтобы ее влажность на протяжении 4−5 дней (на
песках 1−2 дня) была равна ППВ или выше этой величины.
Рис. VIII.11. Струбцина для
фиксации пробы по методу
Хануса: 1 -- корпус струбцины;
2 -- крышка с резиновой про-
кладкой; 3 -- режущий цилиндр;
4 -- зажимной винт
Рис. VIII.10. Направитель для
отбора проб режущим цилиндром
по методу Хануса
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
252
В лаборатории металлический стакан извлекают из струбцины и ус-
танавливают на штатив (на рис. VIII.9), сетчатое дно которого смонтиро-
ванное на пластмассовом кольце. Диаметр кольца равен диаметру стакана
в ванне для насыщения водой. После насыщения водой стакан с образцом
на штативе переносят в емкость прибора Хануса. На его верхний торец
одевают пластмассовый колпак (на рис. VIII.9) с трубкой для выпуска
воздуха и трубкой сифона. С его помощью регулируют скорость движе-
ния воды и подбирают оптимальный напор.
При определении Кф особое внимание необходимо уделить тщатель-
ному замеру напора и расчету гидравлического градиента. Расчет абсо-
лютной величины Кф (мм/мин) выполняют по формуле:
ф
10,
QL
K STH
(VIII.8)
где Q -- объем воды, поступивший из исследуемого образца за время T,
см3; L -- длина образца, см; S -- площадь поперечного сечения образца,
см2; ΔH -- гидравлический напор, см. водного столба; T -- время, мин; Kф --
коэффициент фильтрации, мм/мин.
P. Benecke и M. Renger (1969) и другие показали, что значение Кф ис-
следуемых горизонтов почв, установленные в поле по восстановлению
уровня воды в скважине (методом Хугхаугта -- Эрнста) и по лаборатор-
ным исследованиям на малых образцах, отобранных с помощью режу-
щих цилиндров, оказываются весьма близкими или практически тожде-
ственны. Коэффициент корреляции между значениями Кф, найденными
эти ми двумя методами при обработке массовых данных, оказался весьма
высоким (R=0.91).
VIII.4. Водопроницаемость. Впитывание (инфильтрация) воды
в почву
Теория
Проведем простой эксперимент. На поверхность почвы в естествен-
ных условиях установим и слегка углубим невысокий цилиндр, зальем
его водой и будем учитывать, какое количество воды впитывается в поч-
ву за определенные промежутки времени (рис. VIII.12,а). Сначала вода
будет быстро поглощаться почвой, а затем поток воды стабилизируется
(рис. VIII.12,б). Начальная стадия быстрого проникновения воды в не
насыщенную влагой почву при некотором гидравлическом напоре назы-
вается впитыванием, или инфильтрацией. Затем, по мере насыщения все-
го порового пространства почвы водой, поток стабилизируется. Наступа-
ет стадия движения воды в насыщенной почве -- стадия фильтрации. Та-
ким образом, процесс водопроницаемости включает в себя два процесса:
впитывания воды в не насыщенную влагой почву и, при заполнении все-
го порового пространства водой, -- фильтрацию. Итак, впитывание -- пе-
Глава VIII. Фильтрация, водопроницаемость почв
253
ремещение свободной воды в не насыщенную влагой почву, -- первая
стадия водопроницаемости. Вторая стадия водопроницаемости -- движе-
ние влаги вода в насыщенной влагой почве, -- фильтрация. Но в любой
момент времени мы можем рассчитать поток влаги в почву, как количе-
ство воды (Q, см3), прошедшее в почву в единицу времени (t, мин) через
единицу площади экспериментального цилиндра (S, см2):
wQ
qSt
[см/мин]. Для соответствующих стадий этот поток будет равен
коэффициенту впитывания (Квпит) и коэффициенту фильтрации (Кф), так
как градиент гидравлического давления близок к единице. Оба они будут
иметь ту же размерность, что и поток влаги q. Как правило, конечно, Квпит
заметно больше Кф, что и видно на рис. VIII. 12, б.
Кроме того, при расчете Квпит следует указывать, в какой момент
времени процесса водопроницаемости он был рассчитан. А вот Кф явля-
ется стабильной, отражающей основные свойства почв величиной. По-
этому рекомендуется определять именно эту величину, именно величина
Кф и используется во всевозможных гидрологических расчетах.
Рис. VIII.12. Цилиндр для определения водопроницаемости почвы (а) и измене-
ние скорости водопроницаемости, отражающее 2 стадии процесса водопроницае-
мости -- впитывание и фильтрацию (б)
Впитывание воды [см/сут, м/сут, мм/час] -- это начальная стадия во-
допроницаемости (инфильтрации) почвы. Поступление влаги в не насы-
щенную водой почву под влиянием градиентов сорбционных и капил-
лярных сил и гидравлического напора. Как правило, рассматривают впи-
тывание воды с поверхности почвы. Характеризуют коэффициентом впи-
тывания Квпит -- аналогом коэффициента фильтрации Кф, указывая, в ка-
кое время от начала эксперимента он определен.
Водопроницаемость -- процесс поступления воды в почву при опре-
деленном напоре, который включает стадию впитывания (инфильтрации)
-- проникновения воды в не насыщенную влагой почву, и последующую
стадию фильтрации -- движение воды в насыщенной влагой почве.
Инфильтрация -- синоним термина впитывание.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
254
По коэффициенту впитывания различные почвы классифицируется
следующим образом (табл. VIII.4)
Таблица VIII.4
Классификации Н.А. Качинского по впитыванию (см/сут) для тяжело- и
среднесуглинистых почв (за 1-й час впитывания)
Коэффициент впитывания (см/сут)
<70
Неудовлетворительная
70--150
Удовлетворительная
150--250
Хорошая
250--1000
Наилучшая
>1000
Излишне высокая
Различают суммарное (интегральное, кумулятивное) впитывание и
скорость впитывания. Первое (Q, см водного слоя) - это кумулятивное
количество впитываемой воды от начала эксперимента до определенного
времени. Например, за первый час эксперимента количество впитавшейся
в почву воды составило 2.5 см, т.е. суммарное впитывание к этому вре-
мени достигло 2.5 см водного слоя; к концу второго часа впиталось уже 4
см, т.е. суммарное впитывание достигло 4 см водного слоя, и т.д. А ско-
рость впитывания -- это количество воды, проникающее через единицу
площади в единицу времени [см/сут, мм/мин и пр.]. Например, скорость
впитывания в первый час составила 2.5 см/час, а во второй -- 2.0 см/час.
На рис. VIII.13. представлены графики зависимости суммарного впиты-
вания и скорости впитывания в течение эксперимента по изучению впи-
тывания.
Рис. VIII.13. Изменение суммарного впитывания (Q) и скорости
впитывания (qw) в течение эксперимента
Глава VIII. Фильтрация, водопроницаемость почв
255
VIII.4.1. Коэффициенты фильтрации и впитывания: эксперимен-
тальные определения и расчеты
В лабораторных условиях Кф и Квпит определяют на почвенных колон-
ках или почвенн ых монолитах с помощью процедур, описанных выше и
изображенных на рис. VIII.1 и VIII.2. К лабораторным определениям, даже
на образцах ненарушенного сложения, следует относиться с определенной
долей осторожности. Все же трудно соблюсти все те условия, которые на-
блюдаются в поле: проявляются лабораторные эффекты, связанные с пре-
имущественным движением воды около стенок монолита («пристенный
эффект»), частичным разрушением структуры пор, с небольшими, а пото-
му и непредставительными для почвы, размерами и др. Поэтому, хотя ла-
бораторные эксперименты по определению Кф важны, удобны, все же оп-
ределение Кф в полевых условиях всегда предпочтительнее.
Для описания изменения скорости впитывания наиболее часто ис-
пользуют уравнение, предложенное А.П. Костяковым в 1932 г. и носящее
его имя:
n
w
qB
t
,
(VIII.9)
где В и n -- эмпирические параметры, свойственные для каждого почвен-
ного объекта. Эти эмпирические параметры будут зависеть не только от
почвенного объекта (типа, вида почвы, почвенных горизонтов), но и от
влажности почвы перед началом эксперимента -- начальной влажности
почвы.
Нередко используют и уравнение Филипа (Philip, 1957, цит. по Шеи-
ну, 2005) для суммарной инфильтрации
12
pp
QSt At
,
(VIII.10)
где Sp -- коэффициент пропорциональности, который характеризует по-
глощающую способность почвы и нередко называемый «сорптивно-
стью», имеющий размерность см сут , t -- время [сут] и Ap -- также ко-
эффициент пропорциональности, отражающий фильтрационную способ-
ность почв и имеющий ту же размерность, что и «сорптивность». Отме-
тим, что в уравнении Филипа первое слагаемое отражает первый этап
процесса водопроницаемости -- впитывание, а второе -- уже фильтрацию,
когда первое стремится к нулю. Таким образом, это уравнение описывает
постадийный процесс водопроницаемости, учитывая доминирование на
первом этапе процесса впитывания (инфильтрации), а на втором -- фильт-
рации.
Широко используют и уравнение Хортона, имеющее следующий вид:
0
kt
wf
f
qq qqe
,
(VIII.11)
где qw - скорость инфильтрации, изменяющаяся в течение эксперимента
(см/час), qf , q0 -- скорости впитывания в начальный и конечный (фильт-
рация) моменты времени, t -- время (час), k -- коэффициент (k>0), час-1.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
256
Таким образом, движение воды в насыщенной почве (фильтрация)
описывается уравнением Дарси, процесс водопроницаемости (инфильт-
рации) -- полуэмпирическими уравнениями Костякова, Филипа или Хор-
тона. Но почва весьма редко находится в состоянии водонасыщения, не-
часты для нее и периоды инфильтрации. Основные процессы переноса
влаги происходят в не насыщенной влагой почве, когда представлены все
три фазы почвы, а движущей силой переноса воды является давление
влаги в почве.
VIII.4.2. Определение коэффициента фильтрации почвы
методом трубок с постоянным водным напором
Теоретические основы метода
Полевой метод определения величины коэффициента фильтрации с
помощью трубок с постоянным водным напором имеет ряд преимуществ
над лабораторными методами. Он не требует отбора почвенных образцов
ненарушенной структуры, монтирования специальной установки. Не ме-
нее важным достоинством метода является сохранение путей фильтраци-
онного потока, «обрезаемых» при отборе образцов для лабораторных
экспериментов. Вода из установленной на поверхности почвы трубки
перемещается радиально по естественным путям фильтрации, образуя
увеличивающийся во времени элли птический контур растекания. Увели-
чение зоны увлажнения сопровождается ростом расхода воды до некото-
рой величины, пока пропускная способность насыщенного слоя почвы
под трубкой не окажется меньше расхода, необходимого для увеличения
зоны увлажнения. С этого момента расход воды из трубки стабилизиру-
ется во времени и график впитывания принимает вид прямой линии.
Постоянный во времени поток влаги из цилиндрического источника
на поверхности почвы описывается уравнением, полученным Рейнол-
дсом и Элриком:
2
фф
()
m
r
QK
Hr
K
G
,
(VIII.12)
где Q -- объем влаги, поступающий из цилиндра в почву в единицу вре-
мени, Кф -- коэффициент фильтрации почвы, H -- слой воды (напор) в ци-
линдре, G -- безразмерный параметр, учитывающий влияние на величину
потока радиуса цилиндра r, напора водяного столба, глубины установки
цилиндра в почву, фильтрационных свойств почвы. Величина m опреде-
лена Гарднером как:
0
вл ()
i
m
PKP
d
P
,
(VIII.13)
где Pi -- давление влаги в почве под трубкой, Квл -- коэффициент влаго-
проводности почвы. Легко заметить, что в условиях близких к полному
Глава VIII. Фильтрация, водопроницаемость почв
257
насыщению величина m мала по сравнению с другими слагаемыми вы-
шеприведенного уравнения и ей можно пренебречь при расчете потока.
Специальные исследования, посвященные выяснению зависимости
параметра G от условий проведения эксперимента на разных почвах по-
казывают, что он не зависит от радиуса цилиндра и напора воды в случае,
когда глубина погружения кромки цилиндра в почву не превышает 1 см и
может быть принят равным 0.25. Окончательно уравнение для расчета
коэффициента фильтрации методом трубок с постоянным напором при-
нимает вид:
ф
2
4Q
KrHr
(VIII.14)
Методика определения
Коэффициент фильтрации почвы широко варьирует в пределах одно-
го почвенного горизонта, поэтому его определение требует повторностей.
С почвенной площадки 1×1 м удаляют растительность и устанавливают
трубки в 3 ряда на расстоянии не менее 30 см с тем, чтобы фронт прома-
чивания соседних трубок не перекрывался. Трубки диаметром 4-6 см за-
бивают на глубину 5-7 мм и заливают водой до заданного уровня (8-10
см). В течение нескольких часов трубки поддерживают в наполненном
состоянии, не учитывая объем доливаемой воды. Это время необходимо
для стабилизации расхода влаги на впитывание.
Рис. VIII.14. Графики изменения объема впитавшейся из трубки воды во времени
Измерение интенсивности впитывания начинают одновременно во
всех трубках. Заданный уровень воды в трубках поддерживают, доливая
равные объемы воды (10-20 см3 в зависимости от диаметра трубки и ин-
тенсивности впитывания) и фиксируя интервалы времени между доливами.
Измерения проводят в течение 1 часа. Если интервал времени в течение
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
258
часа сохранялся неизменным, эксперимент прекращают, полагая, что ус-
тановившийся режим впитывания достигнут. Экспериментальные данные
представляют в виде графиков зависимости объема впитавшейся воды V
от времени t. Величину потока рассчитывают как тангенс угла наклона
графиков к оси времени. Для вычисления коэффициента фильтрации
пользуются формулой (VIII.14.).
Пример 1. Расчет коэффициента фильтрации Кф.
Девять трубок радиусом 1.9 см и высотой 10 см установили с поверх-
ности на площадке 1х1 м серых лесных почв. В течение 3 часов в трубках
поддерживали постоянный уровень воды. С четвертого часа начали от-
счет времени и учет объема доливаемой воды. Уровень воды в трубках
поддерживали в течение часа на отметке 8.5 см, доливая по 10 см3. Ре-
зультаты эксперимента представили в виде графиков (рис.VIII.14). Для
расчета величины потока Q через экспериментальные точки проведем
линии линейной регрессии и рассчитаем тангенс угла наклона к оси абс-
цисс (тaбл.VIII.5.). Коэффициент фильтрации вычислим по формуле
ф
2
4Q
KrHr
дляН=8.5смиr=1.9см.
Таблица VIII.5
Результаты расчета коэффициента фильтрации методом трубок с постоян-
ным напором
№ трубки
Q, см3/час
Кф, см/час
1
179.20
2.36
2
300.85
3.96
3
311.60
4.10
4
167.15
2.20
5
375.35
4.94
6
390.60
5.14
7
73.25
0.96
8
231.00
3.04
9
257.75
3.39
VIII.4.3. Определение коэффициента фильтрации почвы (уста-
новившейся скорости фильтрации), начальной скорости методом
трубок с постоянным водным напором
Этот метод основан на тех же экспериментальных наблюдениях, что
и в предыдущем методе. Измеряют количество впитывающейся воды
(долитой воды) при поддержании постоянного уровня воды в трубке.
Обычно поддерживаются уровень не более 3-5 см. Необходимо прово-
дить наблюдения за процессом инфильтрации, чтобы получить как ми-
нимум 5-7 точек зависимости скорости инфильтрации от времени. Для
расчета начальной скорости инфильтрации (q0), конечной скорости (qf),
Глава VIII. Фильтрация, водопроницаемость почв
259
которую принимают равной коэффициенту фильтрации при приближе-
нии градиента к 1, используют уравнение Хортона:
0
kt
wf
f
qq qqe
,
(VIII.15)
где qw - скорость инфильтрации, изменяющаяся в течение эксперимента, t --
время, k -- коэффициент (k>0), составляющий в почвах величину до 50 час-1.
По экспериментальным точкам зависимости qw от времени (t) рас-
счтывают с помощью традиционных процедур аппроксимации величины
qf, q0 и k. Следует отметить, что для расчета указанных параметров экспе-
риментальных точек должно быть не менее 5.
Рис. VIII.15. Аппроксимация по уравнению Хортона данных по скорости впиты-
ванию воды (qw, см/мин) от времени (t, мин) в почву. Определение коэффициента
фильтрации как величины установившейся скорости инфильтрации при градиен-
те напор, близком к 1
Пример. 2.
В табл. VIII.6 приведены данные по наблюдениям за скоростью ин-
фильтрации с поверхности почвы (почва -- урбанозем, г. Ростов Великий,
аналитик -- С.А. Смерников, 2005).
В результате аппроксимации приведенных данных получаем ве-
личины qf, q0 и k, которые, соответственно, равны 0.211 см/мин, 12.47
см/мин и 0.23 мин-1. Полученные величины позволяют достаточно
хорошо описывать процесс впитывания, что приведено наглядно на
рис. VIII.15. Подчеркнем еще раз, что экспериментальных наблюде-
ний по скорости впитывания во времени должно быть не менее 5.
Но даже при 5-7 парах значений «скорость впитывания -- время» рассчи-
танный коэффициент фильтрации нередко бывает недостоверным вслед-
ствие разброса экспериментальных полевых значений скорости впиты-
вания. Безусловно, достоверность полученного таким методом коэффи-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
260
циента фильтрации будет зависеть как от количества экспериментальных
значений впитывания от времени, так и подробного, достаточно частого
определения впитывания в первые моменты наблюдений (как правило, в
первые 20 мин). Общие рекомендации дать затруднительно, так как поч-
вы по начальному периоду впитывания различаются очень значительно.
Скорость впитывания в начальный момент зависит от многих причин:
начальной влажности почвы, состояния поверхности почвы, грануломет-
рического состава, наличия корки и др. В самом общем случае можно
рекомендовать определять скорость впитывания на 5, 10, 15, 20, 30, 60-ю
минуты от начала эксперимента.
Таблица VIII.6
Интервал времени на-
блюдения, мин
Время сум-
марное
(t, мин) Впитавшаяся
вода, см
Скорость впи-
тывания,
(qw, см/мин)
13
13
10
0.769
15
28
3.4
0.227
20
48
4
0.2
14
62
4.1
0.2928
16
78
3.2
0.2
20
98
3
0.15
Еще раз отметим методические особенности экспериментального оп-
ределения, условий проведения, расчетов определения коэффициента
впитывания и фильтрации:
1. Величины коэффициентов впитывания и фильтрации -- масштабно
зависимые физические величины. Иначе говоря, размер (площадь) зали-
ваемого участка почвы существенно сказывается на конечных результа-
тах определения. Как правило, чем больше площадь опробования, тем
выше получаемая величина. Например, коэффициент фильтрации, опре-
деленный в полевых условиях методом малых заливаемых площадей --
методом рам) чаще всего бывает несколько выше определенного методом
трубок с постоянным напором. Связано это с наличием макротрещин,
макропор, вероятность попадания которых в площадь опробования тем
выше, чем больше сама изучаемая площадь.
2. Величины коэффициентов впитывания и фильтрации -- величины
заметно варьирующие в пространстве. Причем, как правило, распределе-
ние этих величин носит логнормальный характер. Объяснение этому
факту заключается в том, что почва -- весьма пространственно неодно-
родный объект, в почвенном покрове всегда представлены макропоры,
трещины, по которым развиваются так называемые «преимущественные
пути» фильтрации. Наличие этих высоких значений приводит к ассимет-
рии распределении, которое устраняется при логарифмировании величин.
В связи с высокой пространственной вариабельность указанных величин
рекомендуется по возможности проводить эксперименты с большим ко-
личеством повторностей.
Глава VIII. Фильтрация, водопроницаемость почв
261
3. При лабораторных определениях фильтрации рекомендуем ис-
пользовать образцы при естественной (полевой) влажности. Иначе гово-
ря, рекомендуем отобранные в полевых условиях образцы ненарушенно-
го сложения (например, для метода Хануса) хранить в холодильнике до
лабораторного определения. Связана эти рекомендация с тем, что при
иссушении образца до воздушно-сухого состояния в образце происходят
необратимые изменения, сказывающие на формировании проводящего
порового пространства образца в фильтрационных экспериментах. Пред-
положительно, эти изменения обусловлены изменением структурной ор-
ганизацией почвенных коллоидов (гелевых струк тур) (см. Главу IV дан-
ной монографии).
Литература
Зайдельман Ф.Р. Методика определения фильтрации в обводненных с по-
верхности и оплывающих почвогрунтах. Водное хозяйство. 1965.
Зайдельман Ф.Р. «Особенности методики изучения физических свойств
заболоченных и болотных почв». Сб. Методы исследования агрофизических
свойств почв. Глава 9. М.: «Наука». 1968.
Зайдельман Ф.Р. Гидрологический режим почв Нечерноземной зоны. Л.,
Гидрометеоиздат. 1985.
Зайдельман Ф.Р. «Изучение физических свойств почв на объектах осуше-
ния». Пособие к ВСН-33-2.1.02-85. «Почвенные изыскания для мелиоратив-
ного строительства». М.: Минводхоз: СССР. 1988.
Лундин К.П. Водные свойства торфяных залеж. Минск: «Урожай». 1964.
Шеин Е.В. Курс физики почв. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2005.
Эггельсманн Р. Руководство по дренажу. М.: Изд-во «Колос». 1984.
Эркин Г.Д. Водопроницаемость болот в связи с их осушением. Минск.: Тр.
НИИ болотного хозяйства. 1940.
Donat J. Saugstrangentfernung bei Drânungenin Mineraiböden. Warsertschaft
und Technick. 1935. Bd. 2. N.
Hanus H., Knock H.G. Beitrag zur Metodik der Warserpermeabilitâtsmes-
sung an ungestörten Bodenproben. Z. f. Pflanzenern., Düngung u. Bodenk. 1965.
Bd. 111.
Benecke P., Renger M Ergebnisse von Felddûrchlessigkeitsmessungen mit-
tels der Bohrlochmethode nach Hooghoudt − Ernst. Z. t. Kulturtechn. N. Flurbere-
inig. 1969. Bd. 10.
ГЛАВА IX
ФУНКЦИЯ ВЛАГОПРОВОДНОСТИ ПОЧВ
Коэффициент влагопроводности (син. ненасыщенная гидравлическая
проводимость, Квл, см/сут, м/сут, и др.) -- способность почвы проводить
ненасыщенный поток влаги, возникающий под действием градиента дав-
ления почвенной влаги. В отличие от коэффициента фильтрации, кото-
рый характеризует влагопроводность почвы в условиях ее полного на-
сыщения влагой, Квл относится к почве не насыщенной влагой, не являет-
ся величиной постоянной, а зависит от влажности почвы.
Все существующие лабораторные методы измерения Квл могут быть
объединены в две основные группы: первая включает способы анализа
стационарных потоков влаги в почве, при этом распределение влажности
и потенциала вдоль системы, а также плотность потока в любом сечении
системы, перпендикулярном направлению движения потока, не зависят
от времени; вторая -- способы анализа нестационарных потоков, т.е. по-
токов, при которых распределение влажности, потенциала и плотности
изменяется во времени и пространстве. В разных методах характер тече-
ния, величина градиента Р и плотность потока существенно различны,
что может влиять на значения Квл (Судницын, Сидорова, 1994).
Нестационарные методы, в свою очередь, можно разделить на мето-
ды, основанные на приближенных решениях уравнения капиллярной
диффузии, и методы, основанные на представлении нестационарного
потока влаги в виде суммы стационарных этапов (Глобус, 1987). Теорию
и методику определения коэффициентов влагопроводности в условиях
нестационарного потока разрабатывали Н.И. Гамаюнов (1960), С.С. Кор-
чунов (1960), Гарднер (Gardner, 1960).
Нестационарные методы требуют значительно меньших затрат вре-
мени по сравнению со стационарными, однако точность и достоверность
результатов зависят от корректности (соответствия) допущений, приня-
тых в теории.
IX.1. Метод капилляриметров в зондовом варианте
Теоретические основы метода
Измерение Квл нестационарным методом капилляриметров в зондо-
вом варианте производится, как было отмечено выше, одновременно с
определением зависимости капиллярно-сорбционного давления влаги от
Глава IX. Функция влагопроводности почв
263
влажности почвы на тензиометрической установке, схема которой была
приведена ранее (см. Главу VII, рис. VII.11). Напомним, что в почву вво-
дится цилиндрический датчик тензиометра (керамический зонд), высота
которого должна в 20-30 раз превышать его радиус, а радиусы зонда и
почвенного образца должны находиться в соотношении не менее чем
1:10. Эти соотношения размеров образца и фильтра получены, исходя из
условий бесконечности среды при выводе расчетных уравнений для рас-
сматриваемого метода, относящегося к группе нестационарных методов
радиального потока влаги. И в этом методе тензиометр приводится в рав-
новесие со средой, после чего давление воды в нем изменяют на некото-
рую величину Р и поддерживают новый уровень Р достаточно длитель-
ное время. Для этого используют вакуумный насос и промежуточный
балластный объем. Между вакуумметром и датчиком тензиометра поме-
щают градуированный капилляр или бюретку, которые позволяют изме-
рять втекание или вытекание воды из почвы. Величина Р подбирается
таким образом, чтобы за период измерений влажность почвы, прилегаю-
щей к датчику, изменялась незначительно, а коэффициенты переноса
влаги можно было бы полагать постоянными. При этих условиях между
потоком влаги из датчика (или в него) и временем (t) существует сле-
дующая зависимость: 11
ln
4
tE
QB
P
,
(IX.1)
где Q -- кумулятивный поток влаги на единицу длины цилиндрического
зонда тензиометра в единицу времени, Е -- величина, не зависящая от
времени. Построив зависимость 1/Q от ln(t) и определив тангенс угла на-
клона (В= tg ) прямолинейной части графика, можно вычислить Kвл по
формуле:
вл
1
4
К
BP
(IX.2)
Это значение Квл относят к влажности почвы вокруг датчика, кото-
рую определяют термостатно-весовым способом, либо к реально изме-
ренному равновесному давлению влаги.
Методика определения и расчеты.
Определение зависимости ненасыщенной гидравлической проводи-
мости от давления влаги проводят на основании данных, полученных в
описанном выше эксперименте по определению ОГХ методом капилля-
риметров в зондовом варианте. Исходным фактическим материалом для
расчета ненасыщенной гидравлической проводимости служат данные по
динамике вытекания воды из образца, измеренные по бюретке в первые
интервалы времени (10 отсчетов через 20-30 сек и 5 отсчетов через 1-3
мин). Подробно методика эксперимента изложена в методе капилляри-
метров (зондовый вариант) для определения ОГХ (глава VII).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
264
Пример 1. Расчет коэффициента влагопроводности почвы
В качестве примера используем данные приведенной ранее в таблице
VII.2 (графы «а-д»), дополнив ее данными таблицы IX.1, где представле-
на динамика вытекания воды из почвенного образца при изменении рав-
новесного давления почвенной влаги от --32 до --105 см водн. ст.
Таблица I X .1
Форма записи результатов
Р,
см водн. ст.
Рg,
см водн. ст.
Рравн,
см водн.ст.
t,с
lnt
V,
см3 ∑V,
см3
1
2
3
4
5
6
7
70
147
38
42
-32
-105
0
30
60
90
120
150
...
18000
3.40
4.09
4.50
4.79
5.01
23.5
24.5
25.1
25.4
25.8
26.2
...
27.2
1.0
1.6
1.9
2.3
2.7
...
3.7
Продолжение таблицы IX.1
Форма записи результатов
Р,
см водн. ст. Р,
барии Q=∑ V/Lt,
см3/см с 1/Q,
с/см2 B=tg Kвл,
см3с г-1
Kвл,
мм/сут
8
9
10
11
12
13
14
73
7.3 104 0.0030
0.0024
0.0019
0.0017
0.0016
333
416
526
588
625
174 6.27 10-9 5.4
Примечание: t -- кумулятивное время в секундах, Р -- разрежение , Рg -- высота
столба воды в бюретке, Рравн-- равновесное капиллярно-сорбционное давление
почвенной влаги (Рравн= -- Р + Рg), Р -- перепад давления почвенной влаги ( Р=
Рравн1 -- Рравн2,), V -- объем воды, вытекшей из почвы, Q -- поток воды на единицу
длины зонда (в данном примере длина зонда, L = 11см) в единицу времени.
Для расчетов будем использовать систему СГС (давление -- в бариях).
На основании количеств воды ( V), вытекающих за интервалы времени,
необходимо вычислить кумулятивный поток влаги (Q) через единицу
Глава IX. Функция влагопроводности почв
265
длины фильтра (L) в единицу времени (t): Q=∑V/Lt. Получив величины
1/Q, строят зависимость 1/Q от ln(t) (t -- кумулятивное время в секундах)
(рис. IХ.1).
Рис. IХ.1. Зависимость 1/Q от ln(t)
Пример 2. Определение величины В=tg
Как правило, для построения зависимости 1/Q от ln(t) требуются пер-
вые 5--7 точек в случае суглинистых почв, 3--4 -- в случае более легких
почвенных разностей. Построив зависимость1/Q от ln(t), определяют тан-
генс угла наклона (B=tg ) прямолинейной части графика. Для получе-
ния численного значения тангенса катеты угла проекцируют на ось ор-
динат 1/Q и ось абсцисс ln(t). Тангенс угла равен отношению катетов
в единицах размерностей 1/Q к ln(t). Далее вычисляют Квл. по формуле
(IX.2.):
9
вл
4
1
6.27 10
5.4
12.56 174 7.3 10
31
K
смсг
мм/сут
Различные выражения коэффициента влагопроводности и их взаимо-
связь: (м3с)/кг (система СИ) = 103(см3с)/г (система СГС) = 106см/с =
= 8.64×1010см/сут = 3.6×1010мм/ч = 8.64×1011мм/сут.
Полученную величину коэффициента влагопроводности относят
к созданному разрежению (к равновесному капиллярно-сорбционному
давлению почвенной влаги с учетом знака). В рассмотренном примере --
Рравн = --105 см водн. ст. Но это лишь одна точка на кривой функции вла-
гопроводности. Аналогичные определения проводят и для других разре-
жений. Получают несколько пар значений «коэффициент влагопроводно-
сти -- давление влаги», которые в целом и формируют функцию влаго-
проводности.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
266
IX.2. Метод стационарных потоков
Теоретические основы метода
Считается, что данные, полученные стационарными методами, более
надежны, поэтому следует, используя их, определять коэффициенты вла-
гопроводности хотя бы в нескольких реперных точках.
Одним из возможных вариантов определения коэффициента влаго-
проводности методом стационарных потоков является метод стационар-
ного линейного потока влаги (Судницын, Сидорова, 1994). Для этого оп-
ределения используется прибор (рис. IХ.2), в котором нижняя мембрана
(1н) подвижна и подпружинена противовесом (5). Это обеспечивает ста-
бильность контакта пористых керамических мембран (1н и 1в) с образ-
цом почвы толщиной l (2).
Рис. IХ.2. Прибор для определения коэффициентов влагопроводности почв мето-
дом стационарных потоков (принципиальная схема): 1 -- водонасыщенные порис-
тые мембраны, верхняя (в) и нижняя (н); 2 -- почвенный образец; 3 -- резиновое
кольцо; 4 -- металлический полый цилиндр; 5 -- противовес; 6 -- блок, 7,8 -- емкости,
содержащие воду; 9 -- измерительная бюретка; 10 -- водяной вакуумметр; 11 -- пру-
жинный вакуумметр; 12, 13, 14, 15 -- краны или зажимы; 16 -- деаэрированная вода
Движение влаги в системе почва -- мембраны происходит из верхнего
сосуда с водой (7) в нижний (8) под действием перепада давления ( Р):
свн
Рhh l
,
(IX.3)
где hв и hн -- высота столба воды в верхней и нижней частях прибора
(см. рис. IX.2).
Для того, чтобы измерить коэффициент влагопроводности почвы (Квл)
при различных давлениях почвенной влаги (Р), систему соединяют
Глава IX. Функция влагопроводности почв
267
с вакуумным насосом. Величина разрежения регистрируется вакууммет-
рами -- водяным (10) и механическим (2). Р рассчитывают по уравнению:
вн
м
2
hh
PP
,
(IX.4)
где Рм -- показания одного из вакуумметров. Водяной вакуумметр (10)
подключается при разрежениях от 0 до 100 см водн. ст., механический --
при большем разрежении.
Интенсивность потока воды зависит от влагопроводности не только поч-
вы, но и пористых мембран, что необходимо учитывать при расчетах.
Движение воды описывается следующим уравнением:
сс
c
м
cPP
QRR
R
,
(IX.5)
где Qс -- интенсивность потока воды через систему почва -- мембраны; Rс,
R, Rм -- гидравлические сопротивления системы, почвы и мембран (ниж-
ней и верхней вместе), соответственно; Pс -- перепад давления воды в
системе.
Из уравнения (IX.5) следует:
сc
м
c
PQ
R
RQ
,
(IX.6)
в то же время
rl
RS
,
(IX.7)
где r -- удельное гидравлическое сопротивление почвы, S -- площадь по-
перечного сечения образца почвы, l -- его толщина.
Приравнивая правые части уравнений (IX.6) и (IX.7), получим:
сc
м
c
()
SPQ
R
rQl
(IX.8)
Поскольку К = 1/r, то
c
c
см
Ql
K S(PQR)
(IX.9)
м
м
м
P
RQ
,
(IX.10)
где Qм (интенсивность потока через обе мембраны) и Рм (перепад дав-
ления в мембранах) определяются в отдельном опыте в установившемся
режиме, при этом вода протекает только через мембраны (почва в систе-
ме отсутствует).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
268
Подставляя (IX.10) в (IX.9), получим:
c
c
м
c
м
Ql
K
QP
SPQ
(IX.11)
Если в опытах Pc = Pм, то уравнение (IX.11) упрощается, принимая
следующий вид:
cc
м
cc
мc
c
c
м
()
1
lQ
QQ
l
K
SPSPQQ
Q
SPQ
(IX.12)
Методика определения и расчеты
Образец почвы (2), насыщенный водой, помещают в резиновое коль-
цо (3), которое вставляют между верхней и нижней мембранами (1в и
1н). С помощью противовеса (5) нижняя мембрана прижимается к почве
с постоянным усилием, благодаря чему создается надежный контакт ме-
жду почвой и мембранами. Кран (13) механического вакуумметра (11)
закрыт, а кран (14) водяного вакуумметра (10) открыт. Открывают зажим
(12) и перемещают по вертикали емкость с водой (7) так, чтобы верхний
уровень воды в измерительной бюретке (9) достиг середины шкалы, по-
сле чего зажим (12) закрывают. Открывая кран (15), с помощью вакуум-
ного насоса в приборе создается такое разрежение 1
м
P , чтобы давление
влаги в почве Р1 достигло заданного уровня:
1
вн
1
м
2
hh
PP
после чего кран (15) закрывают. Ежеминутно измеряют и записывают
положение уровня воды в измерительной бюретке. После того, как поток
станет стационарным, в приборе создают следующий уровень разреже-
ния 2
м
P , при котором давление влаги в почве становится равным Р2:
2
вн
2
м
2
hh
PP
Аналогичные наблюдения проводят и при других давлениях почвен-
ной влаги Р3, Р4 и т.д.
Зная Qс и Рс = hв + hн+ l, по формуле (IX.12) рассчитывают Квл,
предварительно определив интенсивность потока воды через мембраны Q
при Рм= Рс для каждого значения Р.
Глава IX. Функция влагопроводности почв
269
Пример 3. Расчет коэффициента влагопроводности Квл:
l= 1.0 см, S = 3.79 см2,
Qм = 0.055 см3/мин = 79.2 см3/cут,
Qс = 0.005 см3/мин = 7.2 см3/cут.
Рс рассчитываем по уравнению (IX.3.):
Pс =39+14+1=54[смводн.ст.].
Р рассчитываем по уравнению (IX.4.):
391474 61
2
P
[см водн. ст.]
Подставляем эти значения в уравнение (IX.12.):
1.0 7.2
0.039 [ ]
7.2
3.79 54 1 79.2
Kc
м/сут
, при Р= --61[см водн. ст.]
Таблица I X .2
Форма записи результатов
Время,
мин
Отсчет по
бюретке, см3 Qс,
см3/мин hв, см hн, см
Рм,
cм водн.cт.
0
...
23
24
25
0.264
...
0.272
0.277
0.282
...
0.005
0.005
...
...
...
39.0
...
...
...
14.0
74.0
Изменение водопроницаемости мембран вследствие кольматации пор
микрофлорой, илистыми почвенными частицами или в результате изме-
нения давления в системе в ходе эксперимента может привести к сущест-
венным погрешностям. Приведенные в литературе данные по производи-
тельности мембран различного типа свидетельствуют об изменении их
водопроницаемости в зависимости от типа и диапазона давления (Глобус,
1987). Поэтому следует проводить параллельный экспериментальный
опыт, измеряя водопроницаемость самой мембраны при каждом из при-
мененных разрежений. Некоторые исследователи Vetterlein, Koiztsch
(1964) (цит. по Глобусу, 1987) считают, что погрешность измерения ко-
эффициента влагопроводности можно снизить до 5 %, если сопротивле-
ние образца будет превышать сопротивление мембран в 40 раз.
Таким образом, предложенный метод позволяет получить надежные
и точные сведения о величине коэффициента влагопроводности не насы-
щенных влагой почв с учетом влагопроводности пористых мембран и при
сохранении стабильного контакта жестких пористых мембран и почвы.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
270
IX.3. Полевой метод инфильтрометров
Теоретические основы мето да
Полевые методы определения коэффициента влагопроводности
предполагают формирование стационарного потока влаги при постоян-
ной влажности почвы. Для этих целей предназначены почвенные ин-
фильтрометры, позволяющие подавать воду на поверхность почвы под
отрицательным давлением, так что поступление влаги в почву определя-
ется не напором водного столба, а всасывающей силой почвы. Известно
несколько конструкций инфильтрометра (Глобус, 1987; Бодров, Глобус,
1993; Nimmo, 1994). Прибор (рис. IХ.3) представляет собой мерный сосуд
(1) с пористой мембраной (2) у его основания. Устройством Мариотта (3)
в сосуде поддерживают постоянное разрежение, и влага проникает через
пористую мембрану в почву под действием капиллярных сил. Чем выше
разрежение в сосуде, тем тоньше поры, участвующие в переносе влаги.
Собственная проводимость мембраны должна превышать влагопровод-
ность почвы, поэтому в инфильтрометрах используют фильтры с круп-
ным размером пор. Это ограничивает область применения прибора диа-
пазоном давлений --50 < P < 0 см вод.ст. Для лучшего контакта с поверх-
ностью почвы под мембрану инфильтрометра при его установке наносят
слой крупнозернистого песка толщиной 3--5
мм. Спустя некоторое время после установ-
ки инфильтрометра под фильтром формиру-
ется движущийся вниз по профилю фронт
влаги. Его особенность -- обра
з
о
в
а
н
и
ев
верхней части профиля транзитного потока,
соответствующего заданному инфильтро-
метром разрежению и коэффициенту влаго-
проводности почвы.
Для описания потока воды из инфильт-
рометра q используют аналитическое реше-
ние уравнения впитывания из цилиндриче-
ского источника, расположенного на по-
верхности почвы (Wooding, 1968):
вл4
(1)
qKr
,
(IX.14)
где - эмпирический коэффициент, r -- ра-
диус мембраны инфильтрометра, Kвл -- ко-
эффициент влагопроводности почвы.
Зависимость коэффициента влагопро-
водности Kвл от давления почвенной влаги P
носит название функции влагопроводности.
Эта экспериментальная зависимость может
Рис.IХ.3. Конструкция поч-
венного инфильтрометра
(обозначения в тексте)
Глава IX. Функция влагопроводности почв
271
быть аппроксимирована любой из известных эмпирических формул
(Глобус, 1987). Так, например, если использовать модель Гарднера
(Gardner, 1960):
вл фехр
K=K -P
(IX.15)
подстановкой уравнения (X.15) в (X.14) можно получить формулу для
расчета параметров функции влагопроводности почвы Кф и :
ф
4
exp( )1
qK
Pr
(IX.16)
Методика определения и расчеты
Определение коэффициента влагопроводности методом инфильтро-
метров проводят в режиме последовательного увлажнения при несколь-
ких ступенях разрежения (например, 25, 15, 10, 5, 2.5 и 1 см вод. ст.). Ин-
фильтрометры наполняют водой и под мембрану наносят 3-5 мм слой
влажного песка. Подготовленные таким образом инфильтрометры поме-
щают на выровненную поверхность почвы и устанавливают максималь-
ное разрежение в устройстве Мариотта. Отсчеты по шкале мерного ци-
линдра снимают с интервалом 30 минут в течение времени, необходимо-
го для установления стационарного потока воды из инфильтрометра (4--8
часов в зависимости от фильтрационных свойств почвы). По полученным
данным строят графики зависимости объема впитывания V от времени t
(рис. IХ.4.а). Линейный характер полученных зависимостей указывает на
стационарность режима впитывания. Для расчета интенсивности впиты-
вания достаточно 3--4 точек на линейной части графика. Не перемещая
инфильтрометры, повторяют измерения при следующей ступени разря-
жения до достижения минимальной величины P.
Интенсивность потоков воды из инфильтрометров q для каждой сту-
пени разрежения P находят как отношение тангенса угла наклона к оси t
графика зависимости V(t) к площади поперечного сечения мембраны ин-
фильтрометра S:
dV
q Sdt
(IX.17)
Для расчета параметров Кф и удобно прологарифмировать уравне-
ние (IX.17):
ф4
lnln(1)
qK
P
r
(IX.18)
Тогда параметр равен тангенсу угла наклона к оси абсцисс графика
зависимости ln(q(P)), а коэффициент фильтрации может быть вычислен
из значения ln(q)в точке пересечения графика ln(q(P)) с осью ординат.
Найденные значения параметров Кф и используют для расчета ко-
эффициента влагопроводности почвы Kвл по формуле Гарднера (IX.15).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
272
Следует иметь в виду, что допустимо использование значений Квл только
в диапазоне заданных при определении разрежений Pmin< P <Pmax.
Пример 4. Расчет коэффициента влагопроводности Квл:
Рассмотрим порядок расчета Kвл на примере горизонта В1 серых лес-
ных почв Владимирского ополья. В полевом эксперименте (Губер, Лы-
жина, 1999) были получены зависимости объема впитывания V от време-
ни t при разрежении в инфильтрометре 25, 15, 10, 5, 2.5 и 1 см вод. ст.
(рис. IХ.4.а). Проведем через экспериментальные точки прямые линии
для проверки гипотезы о стационарности режима впитывания, и вычис-
лим тангенс угла наклона прямых к оси времени dV/dt (таб. IX.3). Деле-
нием полученных значений производной на площадь поперечного сече-
ния мембраны инфильтрометра S=70.9 см2 получим интенсивность впи-
тывания воды в почву q.
Рис. IХ.4. Экспериментальные данные и характеристики, полученные методом
инфильтрометров: (а) -- динамика впитывания воды при заданных разрежениях в
инфильтрометре, (б) -- зависимость интенсивности впитывания q от разрежения
P, (в) -- характеристика влагопроводности почвы
Глава IX. Функция влагопроводности почв
273
Для расчета параметров функции Гарднера (IX.15) построим график
зависимости ln(q) oт Р (рис. IХ.4.б), найдем точку пересечения с осью
ординат Y и угол наклона графика к оси абсцисс . Из уравнения (IX.18)
следует, что параметр модели Гарднера численно равен тангенсу угла
, а величина Кф может быть рассчитана при известных и Y по формуле:
ф
4
exp()1
КYr
(IX.19)
Подставляя радиус инфильтрометра r = 4.75 см и значение параметра
= 0.036, для Y = --2.226 получаем искомую величину Кф=0.013 см/час.
Окончательно вычислим по формуле Гарднера (IX.15) и нанесем на гра-
фик значения коэффициента влагопроводности Kвл дл
яз
ада
н
н
ы
хР
(рис.IХ.4.в и табл.IX.3).
Таблица I X .3
Результаты определения характеристики влагопроводности почвы методом
инфильтрометров
Р,
см.водн.ст.
dV/dt,
см3/час
q,
см/час
ln(q)
Kвл,
см/час
25.0
3.30
0.047
-3.067
0.0052
15.0
4.10
0.058
-2.850
0.0074
10.0
5.30
0.075
-2.593
0.0089
5.0
6.67
0.094
-2.363
0.0106
2.5
6.60
0.093
-2.373
0.0116
1.0
7.86
0.111
-2.199
0.0123
IX.4. Метод центрифугирования (модификация А.В. Смагина)
Теоретические основы метода
Метод центрифугирования (см. настоящий сборник) позволяет опре-
делить не только потенциал почвенной влаги, но и синхронно с ним --
функцию влагопроводности. Для этого необходимо воспользоваться дан-
ными о кинетике центрифугирования -- зависимости изменения влажно-
сти образца от времени при данной скорости вращения центрифуги. За-
висимость остаточной влажности образца (W) от времени (t) при посто-
янной скорости вращения центрифуги хорошо аппроксимируется экспо-
ненциальной функцией, в связи с чем для описания процесса центрифу-
гирования можно выбрать линейную релаксационную модель (Смагин и
др., 1998, 1999):
(P
dW kW -W)
dt
(IX.20)
где Wp --- равновесная влажность, k - кинетическая константа релаксации.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
274
Если влажность почвы больше, чем равновесная, соответствующая
данному (скорости вращения центрифуги), то образец будет иссушать-
ся (dW/dt < 0); в противном случае (W < Wp) происходит увлажнение об-
разца (dW/dt > 0) при наличии необходимого для этого резервуара с во-
дой. Стационарное состояние (динамическое равновесие) в системе на-
ступает при условии W = Wp (dW/dt = 0). Решением модели (X.20) служит
следующая зависимость:
W(t)=Wp + (W0 -- Wp) exp(--kt),
(IX.21)
где W0 -- начальная влажность образца на данном этапе центрифугирова-
ния.Для оценки параметров уравнения (IX.21) по экспериментальным
данным (W(t)) можно воспользоваться методом итераций. Задача облег-
чается, если применить аппроксимацию экспоненты полиномом ехр(--x)
1 -- 0.9664x + 0.3536x2 с наибольшей абсолютной ошибкой 103 в интерва-
ле 0 х ln2 (Корн, 1984). Условие (kt ln2) при центрифугировании
почвенных образцов, как правило, выполняется; в отдельных случаях
можно ввести в уравнение (IX.21) дополнительный сомножитель ехр
( < kt), понижающий величину kt до требуемого значения. После замены
экспоненциальной функции, уравнение (IX.21) приобретает вид
W(t)at2bt+c,
(IX.22)
где с = W0, a = 0.3536(W0 -- Wp)k2, b = 0.9664(W0 - Wp)k.
Параметры a, b, с находят по экспериментальным данным W(t), либо
графическим способом, либо методом наименьших квадратов по стан-
дартной программе аппроксимации параболической функции у=ах2+bх+с,
используя программное обеспечение (EXCEL, SigmaPlot, Statistica и др.)
или калькулятор. По известным параметрам легко определяются искомые
величины
k = 2.733а/b; W0 = с; Wp =c a/0.3536k2 или Wp = c b/0.9664k
Из феноменологического уравнения переноса влаги применительно к
условиям цен трифугирования имеем:
вл
ц
ж
()
s
w
Кm
d
W
q
РР
hS
d
t
,
(IX.23)
где q --- поток воды; Рц, Pw -- давление центрифугирования и давление
влаги в образце в данный момент времени; Kвл --- наименьшая ненасы-
щенная проводимость, соответствующая Pц(Wр); h, S -- высота и площадь
поперечного сечения образца, ms -- масса твердой фазы. Объединяя это
уравнение с моделью (IX.20) и (IX.21), получаем:
p
вл
жц
)ρ
100()
kt2
0b
w
k(WWeh
K
PP
(IX.24)
Глава IX. Функция влагопроводности почв
275
илиприt=0
0p
вл
жц0
)
100( )
2b
k(WWh
K
PP
,
(IX.25)
где W0, P0 --- начальное содержание влаги и ее давление в образце, b --
плотность воды, b = ms /Sh --- плотность почвы; Р, см водн. ст.; h, см; k,
сут1; Квл, см/сут.
На рис. IХ.5. приводятся зависимости Kвл(pF), полученные описан-
ным методом для двух почв различных гранулометрических градаций --
среднезернистого кварцевого песка и тяжелосуглинистой вертисоли (Ту-
нис). Для их аппроксимации использованы уравнения линейной регрес-
сии вида lg(l/Kвл) = --а + bpF, соответствующие степенной модели функ-
ции влагопроводности (Campbell, 1985).
y = 1.4397x - 0.8962
R2 =0.9693
y = 1.0569x - 0.311
R2 =0.9703
-1
0
1
2
3
4
5
6
0
1
2
3
4
5
pF
lg(1/K)
12
Рис. IХ.5. Функции влагопроводности (метод центрифугирования): 1 -- кварцевый
среднезернистый песок, 2 -- суглинок (вертисоль Туниса)
Порядок выполнения работы (см. Главу VII --Метод центрифугиро-
вания для определения ОГХ)
Пример 5.
В таблице IX.4 приведены данные по кинетике дренирования образ-
цов дерново-подзолистой супесчаной почвы (среднее из 4 повторностей)
в процессе центрифугирования при скорости вращения ротора 4000
об/мин. По ним построен график зависимости W(t) и проведена аппрок-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
276
симация данных полиномом (уравнение IX.20). Имеем значения парамет-
ров: а=0.0838, b=0.6362, c=12.17. По ним определяем величины началь-
ной влажности W0 =c=12.17%, k=2.733a/b= 0.36 час-1, Wp=c-a/0.3536k2
=10.34%. Используя величину k=0.36 час-1 = 8.64 сут1, находим по урав-
нению (IX.24) ненасыщенную гидравлическую проводимость. При этом
учитываем давление почвенной влаги на предыдущем этапе центрифуги-
рования (3200 об/мин, Р0=183.5кПа =1835 см. вод. ст.), на данном эта-
пе (4000 об/мин, Р=287 кПа =2870 см. вод. ст.), среднюю плотность
образца b=1.32 г/см3 и его высоту h = 2 см. Тогда, согласно (IX.25):
2
вл 8.64 (12.17 10.34) 2 1.32
100 1 (2870 1835)
К
=8104 см/сут.
Таблица I X .4
Данные по кинетике дренирования образцов дерново-подзолистой супесча-
ной почвы
Время, ч
Wопыт,%
σ2
Wрасчет, %
Дерново-подзолистая супесчаная почва
0.5
11.88
0.017
11.87
1.0
11.61
0.034
11.61
1.5
11.38
0.060
11.40
2.0
11.24
0.021
11.23
2.5
11.10
0024
11.08
3.0
11.00
0.025
10.96
3.5
10.88
0.032
10.86
4.0
10.79
0.043
10.77
Рис. IХ.6. Определение параметров модели кинетики центрифугирования дерно-
во-подзолистой почвы
Глава IX. Функция влагопроводности почв
277
Литература
Бодров В.А., Глобус А.М. Полевые измерения гидрофизических свойств
почв при помощи полевого инфильтрометра. Почвоведение, 1993, №11.
Гамаюнов Н.И. Зондовые методы определения коэффициентов переноса
тепла и влаги в торфе.// Новые физ. методы иссл. торфа. Л.: Госэнергоиздат,
1960.
Глобус А.М. Почвенно-гидрофизическое обеспечение агроэкологических
математических моделей. Л.: Гидрометеоиздат, 1987.
Губер А.К., Лыжина М.В. Определение влагопроводности почвы вакуум-
инфильтрометрами в полевых условиях. Почвоведение, 1999, №7.
Корн Г., Корн Т. Справочник по математике М. Наука. 1984.
Киселев А.В., Яшин Я.И. Газоадсорбционная хроматография. М.: Нау-
ка, 1967.
Корчунов С.С. и др. Изучение водного режима осушенных торфяных за-
лежей.// Труды ВНИИ торф. промышл. 1960. Вып. 17.
Смагин А.В. и др. Определение основной гидрофизической характеристи-
ки почв методом центрифугирования // Почвоведение. 1998. №11.
Смагин А.В. и др. Экологическая оценка биофизического состояния почв.
М.:МГУ, 1999.
Судницын И.И., Сидорова М.А. Измерение коэффициентов влагопро-
водности не насыщенных влагой почв методом стационарного потока. В сб.:
«Физические и химические методы исследования почв». Московский госу-
дарственный университет, 1994.
Campbell G.S. Soil physics with BASIC. Elsevier.1985.
Gardner W.R. Measurement of capillary conductivity and diffusivity with a ten-
siometer.// Trans. 7-th Intern. Congr. Soil Sci. Madison, 1960.
Nimmo J.R. et. al. The feasibility of recharge rate determinations using the
steady-state centrifuge method // Soil Sci. Soc. Am. J. 1994. №1.
Wooding R.A. Steady infiltration from a shallow circular pond. Water Resour.
Res., 1968, v. 4.
Wosten J.H.M. et.al. Using existing soil data to derive hydraulic parameters for
simulation models in environmental studies and in land use planning. Final report
on the European Union Funded project, 1998, Report 156, DLO -Staring Centre,
Wageningen.
ГЛАВА X
ЛИЗИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД ИССЛЕДОВАНИЯ ПОЧВ
Теория
Исследование эволюции почв, изучение особенностей режимов раз-
личных почв и почвенного покрова, решение прикладных задач почвове-
дения, связанных с прогнозированием функционирования и развития
почв во многом определяется исследованиями состава почвенного рас-
твора и их динамикой. Почвенная влага, являясь чрезвычайно подвижной
и наиболее активной фазой почвы, отражает все взаимодействия, проис-
ходящие между всеми составными частями почвы -- жидкой, твердой,
газообразной и живой. Ее количество, состав и концентрации растворен-
ных веществ, количества взвешенных тонкодисперсных веществ зависят
от гидротермических условий и аэрации почвы, и определяются всем
комплексом происходящих в почвенной толще процессов: физических,
химических, биологических и др. Та часть атмосферной влаги, которая
поступает в грунтовые и подземные воды, проходит стадию почвенной
влаги, обогащаясь различными соединениями. Существует выраженная
цикличность и сезонность количества и состава почвенной влаги, зави-
сящие в первую очередь от климатических и биологических (жизнедея-
тельность корневых систем растений, микробиоты) факторов.
Жидкая фаза почв представляет собой с позиций физики почв слож-
ную и изменчивую систему и обладает дифференцированностью по со-
ставу, по доступности растениям и по подвижности. Для изучения верти-
кального переноса свободной гравитационной влаги и растворенных в
ней веществ как в отдельных почвенных горизонтах и слоях, так и в поч-
венном профиле в целом широко используется лизиметрический метод.
Лизиметрические установки представляют собой определенный объем
почвы с четко определенными верхними и нижними границами. По сути,
любая почвенная колонка, используемая в том числе в лабораторных ус-
ловиях, представляет собой лизиметр. Термин «лизиметр» происходит от
греческого слова «lisos» -- растворение. «Лизиметр -- специальный прибор
или стационарное сооружение для учета и сбора почвенного раствора.
Лизиметры применяются для мониторинговых исследований (оценка яв-
лений переноса веществ, в том числе и загрязняющих) в различных при-
Глава X. Лизиметрический метод исследования почв
279
родных ситуациях, в лабораторных экспериментах для изучения явлений
переноса веществ (метод почвенных колонн и монолитов), в естественных
условиях для исследования эволюции почв, почвенных процессов in situ».
(Шеин, Карпачевский, 2003). С гидрологической точки зрения лизиметр
представляет собой устройство, в котором заключен элементарный участок
зоны аэрации с моделью уровня грунтовых вод, что обеспечивает возмож-
ность вертикального влагообмена в монолите» (Шишов и др., 1998).
Почва лизиметров является своего рода одномерной физической мо-
делью почвенного покрова, а все лизиметрические установки в той или
иной мере преследуют цель сбора информации о проницаемости отдель-
ных горизонтов или всего профиля в целом.
Лизиметрический метод получает все более широкое применение не
только в почвенных и агрохимических исследованиях, но и в гидрологии,
грунтоведении, мелиорации и физиологии растений. Повышенный инте-
рес к лизиметрам объясняется возможностью вводить в эксперимент кон-
тролируемые параметры, использовать лизиметрические установки, как в
полевых, так и в лабораторных условиях. По мере усиления антропоген-
ной и техногенной нагрузки на экосистемы круг вопросов, решаемых с
помощью лизиметрического метода, значительно расширился и включает
задачи исследования экологической обстановки в ландшафте, исследова-
ние возможности проникновения различного рода загрязняющих веществ
в подземные и грунтовые воды, ведение мониторинговых наблюдений и
решение прогнозных задач.
Таким образом, почвы лизиметрических установок являются удоб-
ным и информативным объектом физического моделирования многих
почвенных процессов, в той или иной мере связанных с вертикальным
переносом влаги. Данный метод дает возможность изучения как одного
узкого направления, так и целого набора факторов, их взаимное влияние
друг на друга. Он позволяет в условиях, близких природным, исследо-
вать многие почвенные процессы, широко экспериментируя с введением
или исключением отдельных факторов, позволяет вести всесторонний
количественный и качественный учет изменений, происходящих в про-
цессе эксперимента. Однако на сегодняшний день остается масса вопро-
сов, касающихся возможности использования полученных данных лизи-
метрических экспериментов для прогноза ситуаций в природных услови-
ях. Кроме того, при использовании больших стационарных лизиметриче-
ских установок происходит ограждение бокового стока-притока влаги и
веществ, а нижняя граница отчетливо дренирует почву, что не является
естественным. Насыпные варианты почв требуют значительного времени
для стабилизации физико-химических свойств.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
280
Х.1. История лизиметрических исследований
Лизиметрический метод исследования почв насчитывает более чем
300-летнюю историю. Первые исследования с применением лизиметри-
ческих установок касались изучения статей водного баланса. Впервые
опыты с использованием лизиметров были проведены в 1688 г. француз-
ским метеорологом Де ля Гиром для выяснения происхождения ключе-
вых и родниковых вод (Шилова, 1972).
В период становления лизиметрического метода в конце XIX - нача-
ле XX века как самостоятельного метода исследований в почвоведении,
агрохимии и гидрологии почв, лизиметры в техническом отношении бы-
ли довольно простыми приборами. В дальнейшем лизиметрические уст-
ройства быстро совершенствовались, объемы исследований непрерывно
возрастали.
Впервые в России в 1893 г. лизиметрические установки соорудил
П.А. Костычев на хорошо оборудованной (включала сеть дождемерных
пунктов и сельскохозяйственный ботанический сад) Шатиловской опыт-
ной станции (Шилова, 1972).
Б.М. Вельбель в 1903 г. разработал и соорудил несколько конструк-
ций металлических лизиметров -- монолитов, и в условиях типичных чер-
ноземов Одесской области на Плотнянской сельскохозяйственной опыт-
ной станции, осуществил сравнительное изучение их действия, провел
исследование фильтрующей способности почв с ненарушенным строени-
ем и насыпных почв (Вельбель, 1905).
На опытном поле Тимирязевской сельскохозяйственной академии
В.Р. Вильямсом была заложена лизиметрическая площадка, задачей ко-
торой являлось многолетние исследования по зависимости инфильтрации
от механического состава различных типов почв.
В 1908 г. лизиметрические установки агрохимического типа были
применены в исследованиях П.Ф. Баракова на опытном поле сельскохо-
зяйственного института Новой Александрии -- ныне Пулавы (Польша)
(Бараков, 1908).
Гиммерлинг (1922) в Собакино-Опытном исследовал поступление
влаги в лизиметрические воронки из разных горизонтов почвенного про-
филя.
В конце XIX века появились взвешиваемые лизиметры, названные
впоследствии испарителями, позволяющие помимо сбора фильтрата и
определения в нем содержания химических веществ, проводить измере-
ния содержания влаги и водно-балансовые исследования: лизиметры-
испарители М.П. Рыкачева, А.П. Ключерева, В.П. Попова и некоторые
другие (Субботин, 1968).
Параллельно с вопросами водного баланса проводились исследова-
ния по составлению баланса питательных веществ. Эти задачи были свя-
заны с построением оптимальной системы удобрений, учетом их потерь
Глава X. Лизиметрический метод исследования почв
281
вследствие процессов вымывания из почвы под воздействием атмосфер-
ных осадков или поливных вод. Впервые этой проблемой занялся Фраас
Леллер, проводивший опыты в 60-х годах XIX-го столетия. С конца про-
шлого века в связи широким применением минеральных удобрений воз-
никла необходимость исследования поглощение растениями питательных
веществ и учет потерь удобрений с фильтрационными водами. В 1927 г
на съезде американских агрохимиков выступил президент Мака Интайра,
свою речь он посвятил вопросу роли лизиметров в агрохимической рабо-
те и привел распространенное среди агрохимиков США убеждение, что
«вряд ли можно считать оборудование опытной станции законченным,
если она не имеет лизиметров» (Голубев, 1967). Агрохимические экспе-
рименты с применением лизиметрических установок получили широкое
распространение в ХХ в., и успехи агрохимиков в изучении миграции
соединений азота, фосфора и других элементов весьма впечатляющие. В
этом направлении было проведено множество исслед ований и накоплено
значительное количество данных. Это работы: Людекса (1907) по иссле-
дованию роли трещин и пустот в переносе вещества, Шиловой (1951) по
качественному составу лизиметрических вод целинной и окультуренной
почв, Кауричева (1960), Антипова-Каратаева и др. (1961) по изучению
миграции веществ по почвенному профилю, Бобрицкой (1963) по балан-
су азота в лизиметрических почвах, работы Миндермана и Лифлянга,
Дегерена, Колючерева, Колье, Коппене и др. по исследованию парующих
почв и почв с различными типами растений. Все они свидетельствуют о
большой роли растений в балансе почвенной влаги и веществ. Значитель-
ная, а иногда большая часть атмосферной воды расходуется на транспира-
цию, уменьшая значение инфильтрации в вегетационный период.
В середине ХХ века появились лизиметры, удачно предложенные
И.С. Кауричевым и Е.М. Ноздруновой, работающие на принципе погло-
щения ионитами веществ, которые содержаться в почвенных растворах.
В последнее время использование лизиметров для изучения переноса ве-
ществ стало актуальнее в связи с увеличивающимся загрязнением почв и
грунтовых вод. Вопрос возможности выноса тяжелых металлов, пестици-
дов с инфильтрационными водами исследовался многими учеными (Лео-
нова и др., 2003; Сметник и др., 2003; Бергстрем, 1990; Адерхолд., 1995).
В настоящее время лизиметрические установки широко используют-
ся для различного рода исследований -- агрохимических, гидрологиче-
ских, экологических, генетических. Продолжаются многолетние экспе-
рименты на лизиметрических станциях в Тимирязевской академии, на
факультете почвоведения МГУ (с 1961 г.), во ВНИИ кормов им.
В.Р. Вильямса на Луговой (с 1972 г.), в НИИСХ в Немчиновке (с 1986 г.),
в ВИУА (с 1971 г.), в Северо-западном НИИСХ (с 1976 г.), в институте
проблем промышленной экологии Севера Кольского научного центра
РАН (с 1990 г.) и др.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
282
Х.2. Типы лизиметрических установок
Первые лизиметры в большей степени соответствовали понятию ли-
зиметр». Лизиметры наших дней -- это могут быть различные установки
от простых почвенных колонок до сложных инженерно-технических уст-
ройств, предназначенных для одновременного определения параметров
влаго- и солепереноса, расчетов балансов влаги и химических веществ.
Сегодня конструкторские особенности лизиметров определяются постав-
ленной задачей, сочетанием определяемых с его помощью агрохимиче-
ских, химических и гидрофизических параметров.
Многими исследователями были предложены различные типы лизи-
метров. Разработкой конструкций лизиметров и их совершенствованием
занимались Эбермайер (1901), Б.М. Вельбель (1903, 1905), П.Ф. Бараков
(1908), В.В. Геммерлинг (1922), Н.А. Качинский (1927, 1970), А.А. Роде
(1935,1969,1971), Е.И. Шилова (1961,1964), И.С. Кауричев (1974) и другие.
Каждый лизиметр, независимо от варианта конструкции, состоит из
исследуемого объема почвы, через который проходит атмосферная или
поливная влага и водоприемника (рис. X.1). Исследуемая почва может
быть ограничена стенками лизиметра или не иметь их, в этом случае т.н.
корпус лизиметра будет состоять только из нижней стенки -- поддона,
через который и будет происходить аккумуляция гравитационной влаги и
ее поступление в водоприемник. Именно такие варианты лизиметров раз-
рабатывались Эбермайером (т.н. лизиметрические воронки Эбермайера),
Шиловой (плоские лизиметры Шиловой).
Рис. X.1. Лизиметрические установки. а) встроенные лизиметры, б) закрытые
лизиметры (Шеин, 2005)
Глава X. Лизиметрический метод исследования почв
283
На сегодняшний день существует множество различн ых модифика-
ций лизиметрических установок: открытые и закрытые (Качинский,
1970), с насыпной почвой или почвой ненарушенного сложения, они мо-
гут быть различного размера и объема. Корпус лизиметра может быть
выполнен из металла, бетона, кирпича или синтетических материалов,
которые должны быть как можно менее влагопроницаемы и обладать
хорошей тепло- и температуропроводностью. Сооружение кирпичных,
бетонных лизиметрических станций для многолетних лизиметрических
экспериментов является весьма трудоемким и дорогостоящим мероприя-
тием, требующим тщательной инженерной проработки. Методика и по-
следовательность выполнения подобных инженерных сооружений под-
робно изложены в работах: Субботина (1968), Баера, Лютаева (1989),
Homeyer (1973), Браун (1974), Kitching, Shearer (1982), Brackke (1982).
Пленочные лизиметры недолговечны, они легко повреждаются корневы-
ми системами растений, почвенной фауной, деформируются при перепа-
дах температуры и не могут использоваться для длительных стационар-
ных исследований, однако их низкая стоимость, невысокие затраты труда
позволяют применять для различного рода кратковременных экспери-
ментов (Семенов и др., 2005). Подробная технология изготовления, мон-
тажа и использования изложена в работе Gubta (1973).
По мнению Л.О. Карпачевского и И.М. Яшина использование от-
дельных деталей в различных типах лизиметров «
из стали, свинца,
сплавов некорректно, поскольку под воздействием микроорганизмов
почвы и органических лигандов возможно заметное повышение концен-
траций ионов металлов -- железа, свинца, меди,
и изменение реакции
среды» (Карпачевский, Яшин, 1998).
К недостаткам лизиметрического метода иногда относят то, что в
объеме почвы лизиметра, ограниченном каркасом, имеет место наруше-
ние температурного режима, исключается возможность горизонтального
соле- и влагопереноса в зоне аэрации. Однако научные исследования по-
казали (Урываев, 1953; Харченко, 1975 и др.), что в верхних слоях поч-
венного профиля (до 50 см) значительного искажения теплового режима
не наблюдается, а в нижних его слоях отклонения от естественного фона
незначительны (1−3оС). Хотя эти нарушения и приводят к изменению
вертикальных градиентов температурного поля, однако перераспределе-
ние влаги за счет этого находится обычно в пределах точности ее опреде-
ления (Муромцев и др., 1998). На дерново-подзолистых среднесуглини-
стых почвах больших лизиметрах МГУ площадью 8 м2 и глубиной 1.75 м
были проведены специальные эксперименты для изучения влияния бе-
тонных стенок лизиметров на латеральное распределение температуры
почвы. На глубине 20 см проводились определения температуры и влаж-
ности почвы по сетке в июле и в сентябре 2004 г., показавшие независи-
мость значений данных показателей от расстояния от местоположения
точки до стенок лизиметра.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
284
Х.2.1. Насыпные и монолитные лизиметры
Очень важной, но до конца нерешенной проблемой, является вопрос
о том, какой почвой (нарушенного или ненарушенного сложения) за-
правлять лизиметры. Вопрос настолько важен, что большинство исследо-
вателей выделяют данное различие как отдельную градацию в заполне-
нии лизиметрических установок почвой:
-- монолитные лизиметры (с почвой ненарушенного сложения);
-- насыпные лизиметры (с почвой нарушенного сложения).
Из практики использования лизиметров в нашей стране и за рубежом
известно, что предпочтение отдается монолитам (Скрынникова, 1977,
Шишов, 1998), хотя насыпные лизиметры очень широко используются в
агрохимических и гидрологических экспериментах. Насыпные лизимет-
ры всегда изолированы, т.е. имеют вертикальные границы -- стенки. Час-
то они представляют собой сосуды/емкости с воронкообразным дном или
дном, имеющим уклон в сторону отверстия для стока гравитационной
влаги, засыпанным сильнопористым инертным материалом, поверх кото-
рого помещается почвенный материал. Форма и размеры таких сосудов
может изменяться в широких пределах.
Многие ученые указывают на разницу в фильтрационных характери-
стиках насыпных почв и монолитов, хотя значения и причины этих не-
совпадений разными учеными трактуются различно. Копосов (1978) счи-
тает, что скорость инфильтрации почвенных растворов в насыпных поч-
вах значительно выше той, которая присуща естественным почвам, так
как в последних она определяется водопроницаемостью всей почвенной
толщи, а в насыпных лизиметрах -- только насыпной колонки. Шишов
(1998) считает, что в почвах с нарушенным сложением увеличивается
инфильтрация, а корневые системы растений проникают на заметно
большую глубину. Поэтому в лизиметрических устройствах всех типов
желательно использовать монолиты с ненарушенной структурой (Ши-
шов, 1998). Кроме того, в лизиметрах, заряженных почвой нарушенного
сложения, суммарное испарение значительно может быть меньше, чем в
испарителях и лизиметрах с монолитной почвой (Баер, Лютаев, 1988;
Муромцев, 1991). Различие может достигать 30.
Однако многие ученые наблюдали обратную картину -- снижение ве-
личины стока в насыпных вариантах лизиметрических почв, связанное
мнению авторов (Вельбель, 1907; Бараков, 1908, Копосов, 1998, Shein,
Umarova, 2002) с тем, что насыпные почвы в лизиметрах требуют неко-
торого времени для усадки и стабилизации свойств почвенного профиля:
плотности, агрегатного состава, порозности, влагопроводности и др.
Вероятно, увеличение или снижение величины инфильтрации в поч-
вах с нарушенным сложением связано с несколькими разнонаправлен-
ными явлениями (Шеин и др., 1997, Умарова и др., 2002): (1) наличием
или отсутствием растительного покрова, (2) особенностями поступления
Глава X. Лизиметрический метод исследования почв
285
влаги на поверхность лизиметров -- количество и интенсивность осадков
или полива. Например, при выпадении осадков ливневого характера ве-
личина стока, как правило, выше в монолитах, т.к. они имеют пути быст-
рой миграции влаги, (3) особенностями свойств почвенного материала,
его агрегатного состояния, способностью к трещинообразованию, (4) ско-
ростью стабилизации почвенных свойств, зависящей в том числе и от
времени начала эксперимента.
Копосов (1998) также утверждает, что при засыпке почвенного мате-
риала в лизиметры в соответствии со строением профиля имитируемой
почвы, лизиметрические устройства не могут в начальный период объек-
тивно отразить условия, существующие в естественном состоянии. Для
этого нужен некий восстановительный период, чтобы произошла мод и-
фикация сложения, структуры, порозности, функционирования биоцено-
зов до первозданного вида, который может растягиваться на десятки лет.
В начале опытов в почве нарушено строение межагрегатного порово-
го пространства. По опытам с насыпными образцами известно (Вельбель,
1907; Бараков, 1908), что количество профильтровавшейся воды в почвах
нарушенного строения меньше, чем в монолитах. Действительно, чтобы
начался процесс фильтрации в насыпных почвах, необходимо их насы-
щение до значений выше величины наименьшей влагоемкости. В почвах
с естественным сложением сквозной перенос влаги может начаться при
меньших значениях влажности, как по устоявшимся путям преимущест-
венного движения влаги, так и по характерным макропорам и трещинам.
Необходимо заметить, что одной из целей распашек пахотного горизонта
является сохранение влаги и питательных веществ и заключается в раз-
рушении путей быстрого тока воды. Поэтому для восстановления струк-
туры порового пространства требуется некоторое время. В дерново-
подзолистых почвах больших лизиметров МГУ равновесный с метеоро-
логическими условиями сток сложился на 10−11-й годы многолетнего
эксперимента, когда насыпные почвенные горизонты приобрели основные
черты сложения, свойственные новым услови ям (Шеин, Умарова, 2002).
Аналогичная картина наблюдалась и в лизиметрах ВНИПТИХИМ,
процесс усадки и стабилизации фильтрационной способности почвенного
профиля закончился в основном в течение 10 лет после зарядки лизимет-
ров (Попов, Смирнов, 2003).
Таким образом, можно утверждать, что через некоторое время после
начала лизиметрического эксперимента с почвами нарушенного строения
происходит стабилизация почвенных свойств, формирование устойчиво-
го строения влагопроводящего порового пространства. Длительность
периода зависит от размеров лизиметрических установок и свойств почв,
однако, даже в случае больших лизиметров, размерами 8−12 м3, запол-
ненных среднесуглинистыми почвами, это период составляет около 10
лет, что позволяет по истечении этого срока считать их приближенными
к почвам естественного сложения.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
286
Тем ни менее у лизиметрических установок с насыпной почвой име-
ются и несомненные преимущества. Во-первых, как трактует
Б.А. Голубев, при постановке эксперимента исследователь избегает по-
грешностей, связанных с особенностями индивидуального образца поч-
вы. Во-вторых, практически невозможно заполнить лизиметры большого
размера единым монолитом, а значит, все варианты с большими лизи-
метрами могут быть заполнены только почвами нарушенного строения,
как, например, лизиметры МГУ, ВНИПТИХИМ. В-третьих, как считают
П.Д. Попов и А.П. Смирнов «никакой монолит нельзя считать абсолютно
представительным для даже небольшого массива почв того же вида, не
говоря уже о подтипе или типе», поскольку латеральная и вертикальная
неоднородность очень велика по агрофизическим показателям даже на
небольшой площадке (Попов, Смирнов, 2003). В-четвертых, в лизимет-
рических почвах, созданных последовательным заполнением лизиметра
почвенными горизонтами, границы между ними выраженные и ровные,
что позволяет при использовании различного рода гидрофизического
оборудования (тензиометры, влагомеры, термодатчики) иметь отчетливое
представление о генетическом горизонте, в котором проводятся те или
иные измерения.
При отборе больших монолитов, так и при сохранении их целостности
возникают технические сложности, поэтому, как правило, монолиты ис-
пользуются при заполнении небольших лизиметров и почвенных колонн и
при возможности нескольких повторностей одних и тех же вариантов.
Г.Ф. Копосов пишет следующее о структурах с ненарушенным поч-
венным сложением, приводя в качестве примера таковой -- воро
нк
и
Е.И. Шиловой: «В стационарных лизиметрических сооружениях блок --
колонна почвы гидроизолируется с целью блокировки бокового подтока
инфильтрата. Это, однако, создает внутри нее иной режим напряжений,
возникающих в результате циклических изменений влажности и темпе-
ратуры, что вызывает дополнительное образование трещин и щелей
(особенно активно около стенок гидроизоляции), которые очень быстро
сбрасывают поступающие на поверхность почвы атмосферные воды, со-
кращая время и пространство из взаимодействия с твердой частью поч-
вы» (Копосов, 1998). Действительно, такой механизм сброса избытка
влаги возможен, который приплюсовывается к т.н. пристеночному эф-
фекту. Однако его значимость можно свести к нулю, если на поверхности
почвы не образуется сплошной напор воды (локальные лужи на поверх-
ности не имеют значения), и/или тогда, когда площадь лизиметра доста-
точна велика и составляет несколько квадратных метров. В остальных
случаях с использованием небольших лизиметрических установок и поч-
венных колонн при проведении длительных экспериментов в режиме
увлажнение-иссушение такой эффект может весьма значительным, осо-
бенно если почвенный образец -- насыпной или монолит был высушен до
Глава X. Лизиметрический метод исследования почв
287
значений гигроскопической влажности. Проведенные лабораторные
фильтрационные эксперименты на монолитах серых лесных суглинистых
почвах с использованием крахмальной метки показали, что пристеноч-
ный эффект не значим при работе с почвенными монолитами-колонками,
влажность которых при транспортировке и хранении не снижалась до
таких критических величин (Умарова, Шеин, 2001).
Х.2.2. Типы лизиметрических установок
В гидрологических, агрохимических, мелиоративных и экологиче-
ских целях применяют различные типы лизиметров и их модификации.
Выбор той или иной конструкции сооружения определяется задачами
эксперимента, их удаленностью от лаборатории, финансовыми возмож-
ностями, спецификой климатических условий. Но в любом случае важ-
ным условием правильной работы лизиметров является тщательная гер-
метизация стенок, днища, всех соединений, т.к. целью лизиметрических
исследований является баланс воды и веществ.
Большинство лизиметрических установок имеет площадь 0.25−1 м2,
глубину 0.5−3 м (Семенов и др., 2005). Для почвенно-агрохимических
исследований важна площадь лизиметра, которая по мнению ряда иссле-
дователей не должна быть менее 0.25 м2 для обеспечения условия произ-
растания сельскохозяйственных культур сплошного сева (Методические
рекомендации. . ., 1979, Семенов и др., 2005). При изучении особенностей
питательного режима пропашных культур площадь лизиметра должна
быть достаточной для размещения двух полноценных междурядий. Ре-
комендуемая глубина агрохимических лизиметров -- от 0.3 до 1.5 м
(Смирнов, 2004), что позволяет исследовать вымывание питательных
веществ из профиля почв. Такие размеры лизиметров определены необ-
ходимостью равномерного распределения корневых систем культурных
растений по объему лизиметров.
Для исследований гидрологического характера большее значение
имеет глубина лизиметрической установки, т.к. необходимо охватить всю
или большую часть зоны аэрации.
Пока нет устоявшейся классификации конструкций лизиметров. При-
ведем классификацию лизиметрических установок, предложенных кол-
лективом ученых (Шишов и др., 1998), которые выделили семь типов
лизиметрических конструкций в зависимости от возможностей определе-
ния расходных статей баланса водного режима почв:
1. Агрохимические;
2. Вакуумные, сорбционные;
3. Сорбционные хроматографические колонки;
4. Испарители (ГГИ -- 500 -- 50 и ГГИ -- 500 − 100, Рыкачева, Хар-
ченко и др.);
5. Лизиметры--испарители (Попова, Валдайской гидрологической
обсерватории и др.);
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
288
6. Компенсационные испарители (Конькова, Сляднева, Роде, Поч-
венного института и др.);
7. Водно-балансовые площадки и балансомеры (ГГИ).
Собственно лизиметр позволяет, как отмечалось выше, определять
только инфильтрацию (сток, фильтрат); испаритель -- суммарное испаре-
ние с поверхности почвы и конденсацию почвенной влаги; лизиметр-
испаритель -- инфильтрацию и суммарное испарение; компенсационный
испаритель -- инфильтрацию, суммарное испарение и испарение с зеркала
грунтовых вод; воднобалансовая площадка -- инфильтрацию и склоновый
сток; балансометры -- практически все элементы водного баланса почвы.
По целевому назначению Кауричев с соавт. (1996) подразделяет на:
1) Почвенно-агрохимические с естественным просачиванием раство-
ров. В зависимости от конструктивных особенностей их подразделяют на:
− долговременные стационарные сооружения инженерного типа
− насыпные лизиметры переносного типа
− лизиметрические воронки, цилиндры и др.
− плоские лизиметры
2) Гидрологические лизиметры
3) Сорбционные лизиметры.
Необходимо отметить, что любое исследование с помощью лизимет-
ров требует тщательный выбор типа лизиметрической установки и, как
правило, доработку той или иной конструкции для целей конкретного
научного эксперимента. Единой конструкции даже в пределах отдельного
типа и единой схемы проведения лизиметрических исследований не су-
ществует, каждый эксперимент индивидуален, и по-своему уникален.
Особенно это касается сооружения лизиметрических станций и проведе-
ния долговременных многолетних опытов. Это связано, как с финансо-
выми возможностями организаций и ученых, планирующих подобные
эксперименты, т.к. они весьма дорогостоящи, так и со спецификой ста-
вящихся задач и особенностями исследуемых почв -- генетическими, гид-
рологическими, агрохимическими и др.
Однако это не значит, что мы не можем использовать накопленный
опыт для выбора наиболее оп тимального варианта из разработанных и
эксплуатируемых на сегодняшний день лизиметрических устройств. Ра с-
смотрим различные конструкции лизиметров, их технические возможно-
сти, преимущества и недостатки.
Агрохимические или почвенно-агрохимические лизиметры явля-
ются преобладающим типом. Как правило, они имеют прямоугольную
или круглую форму в сечении, мощность почвы не превышает 1 м, испа-
ряющая поверхность имеет значительную площадь -- не менее 1 м2, сбор
фильтрата производится в специальные водоприемники. Подробное опи-
сание различных типов лизиметрических установок изложено в моногра-
фии Б.А. Голубева (1967).
Глава X. Лизиметрический метод исследования почв
289
Агрохимические лизиметры могут быть стационарно установлены в
армированные траншеи или на специальные лизиметрические станции и
иметь коридор или галерею, где в специальных водоприемниках ведется
учет и сбор лизиметрических вод (лизиметрические установки Баракова,
Вельбеля, Вильямса, Качинского и др.). В случае стационарных инже-
нерных сооружений, необходимо при монтаже лизиметров учитывать
«роз у ветров », направляя ряд в их сторону (Смирнов, 2004). Это позволя-
ет снизить разницу в распределении снежного покрова. В некоторых слу-
чаях для сбора фильтрационной влаги сооружается не коридор, а подзем-
ная шахта, куда выводятся фильтрационные трубки от лизиметров, рас-
положенных вокруг шахты или колодца (Максименко, 2004, Калинин,
Моторин, 2004).
На Плотнянской агрохимической станции Вельбелем (1903) были ус-
тановлены агрохимические лизиметры, представлявшие собой металли-
ческие ящики квадратные ящики глубиной 25−50 см и цилиндрические
лизиметры площадью около 50 см2 и глубиной 0.2−1 м.
Агрохимическими лизиметрами стационарного типа были и лизимет-
ры В.Р. Вильямса (1904), на опытном поле Тимирязевской сельскохозяй-
ственной академии (Голубев, 1967), площадью 4 м2, глубиной 1 м. Их
конструкция была положена в основу лизиметров на опытном поле сель-
скохозяйственного института в Новой Александрии, установленные в
1908 г. П.Ф. Бараковым. Они были выполнены из бетона, имели кубиче-
скую форму с размером стороны 1 м, толщина бетонных стенок состав-
ляла 10 см. 12 лизиметров были установлены в 2 ряда в траншее длиной
20 м, шириной 4 м и глуби ной 2 м в два ряда. Расстояние между рядами
составляло 1 м, между лизиметрами -- 0.5 м. Дно каждого лизиметра было
наклонено и оборудовано свинцовой трубкой диаметром 2 см для сбора
фильтрационной влаги.
Лизиметрическая станция была построена на опытной станции Кор-
нельского университета в США (Субботин, 1968) и включала в себя 24
лизиметра площадью 127х127см, выполненных из бетона, и установлен-
ных в почвенную траншею в два ряда. Примечательно, что пространство
между лизиметрами засыпалось почвой, вынутой при сооружении тран-
шеи, что максимально приближало температурный режим к естествен-
ным фоновым условиям. Воронкообразное дно лизиметров имело трубку,
через которую в отдельной армированной траншее проводился сбор ли-
зиметрической влаги.
Лизиметры, выполненные из кирпича и зацементированные с внеш-
ней стороны, были установлены на опытном поле сельско-
хозяйственного института в Бромберге (Голубев, 1967). Их размер
2×2×1.1 м, на воронкообразном дне размещен слой гравия для осуществ-
ления дренажа.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
290
В настоящее время функционирует лизиметрическая станция МГУ
им. М.В. Ломоносова, заложенная на Ленинских горах по проекту
Н.А. Качинского в 1961 г. Квадратные цементные лизиметры, площадью
8м2 и глубиной 1.75 м углублены в почву таким образом, что их поверх-
ность совпадает с поверхностью окружающей почвы. Лизиметры распо-
ложены в 2 ряда и разделены между собой стенкой в 0.5 м. Внутренняя
поверхность покрыта гидроизоляционным материалом -- брезолом, затем
выложена кислотоупорными плитками на битуме. Дно лизиметров имеет
уклон в сторону общей стенки и воронку диаметром 25 см с трубкой, от-
ходящей в галерею под лизиметрами, где производится сбор и автомати-
зированная регистрация объемов фильтрационных вод (Карпачевский,
Умарова, 2003). Для обеспечения дренажа на дне лизиметров расположе-
ны слоями гравий, крупный песок, средний и мелкий песок общей мощ-
ностью 25 см -- для обеспечения максимального контакта с почвой. На
ряде лизиметров расположено гидрофизическое оборудование -- установ-
лены обсадные трубы для измерения объемной влажности почв методом
нейтронной влагометрии, расположены ртутные тензиометры для изме-
рения потенциала почвенной влаги, и пробоотборники почвенной влаги,
расположены датчики для измерения температуры почв электротермо-
метрами. Исследования лизиметрического стока в вариантах с оборудо-
ванием и без него показало, что приборы не оказывают заметного влия-
ния на величину лизиметрического стока.
Лизиметрическая станция в Немчиновке (ВНИПТИХИМ) функцио-
нирует с 1986 г. В нее вошли 144 лизиметра, изготовленных из железобе-
тонных колец с внутренним диаметром 1.5 м и высотой 0.75 и 1.25 м (По-
стников и др., 2004). В подземной галерее размещены измерительные
приборы и канистры для сбора фильтрационной воды. Для сбора грави-
тационной влаги в желоб на дне каждого лизиметра уложена перфориро-
ванная пластиковая труба, обернутая тремя слоями капроновой ткани, и
засыпана двухслойным дренажом: 15-см слой промытого щебня фракция
2−4 см и 5-см слой химически чистого кварцевого тонкозернистого песка.
На опытном поле Мордовского государственного университета с
1987 г. ведутся исследования баланса питательных веществ, круговорота
биофильных элементов, исследования водного режима чернозема выще-
лоченного (Ахметов и др., 2004) с помощью 18 железобетонных насып-
ных лизиметров площадью 4 м2, мощностью почвенного слоя 1 м.
Фильтрационный слой состоит из кварцевого песка (30 см) и речной
гальки (40 см). Гидроизоляция с внешней стороны произведена битумом,
а с внутренней -- эпоксидной смолой. Дно лизиметров конусообразное с
вмонтированными стальными воронками, соединенными с водоприемни-
ками, расположенными в подземной галерее (1.2х29.4, h=1.8м).
Агрохимические лизиметры функционируют с 1989 г. в Уральском
НИИСХ (Карпова, Чесноков, 2004). Лизиметры изготовлены из железо-
Глава X. Лизиметрический метод исследования почв
291
бетонных колец диаметром 100 см и глубиной 90 см. Дно выполнено из
бетонной подушки и имеет уклон 3−4°. Гидроизоляция внутренних сте-
нок и днища выполнена битумом, затем жидким стеклом. Дренаж много-
слойный -- крупная щебенка (18 см), мелкая щебенка с песком (12 см),
битое стекло (7см). Через полиэтиленовые трубки фильтрационная влага
поступает в подземную галерею (длина галереи 35 м), где располагаются
мерные бутыли для сбора фильтрата.
Стационар Казанского университета, построенный в 1991 г., обору-
дованы 70 лизиметрами, размерами 50х50х50 см из винипласта толщиной
0.8 см (Бреус и др., 2004). 10-см дренажный материал состоит битого
стекла, покрытого кварцевым песком. Почва в лизиметры помещалась по
слоям, тщательно утрамбовываясь. Лизиметрические сосуды на 2 см вы-
ступают над поверхностью почвы, а в подземной галерее с гидроизоля-
цией внутренних стенок располагаются водоприемники, соединенные с
лизиметрами полиэтиленовыми шлангами. Целью исследования явилось
изучение миграции и баланса биогенных элементов, гумусовых веществ
и тяжелых металлов в типичных почвах Волжско-Камской степи.
Все вышеперечисленные лизиметры агрохимического ряда заполня-
лись насыпной почвой. Так как объемы почвенного материала очень ве-
лики, а укладка может осуществляться сразу в несколько лизиметриче-
ских установок, важна тщательная разработка проекта и технологии за-
полнения лизиметров.
В МГУ им. М.В. Ломоносова сохранились дневниковые записи про-
веденных работ. Известно, отдельные генетические горизонты были тща-
тельно перемешаны для создания максимальной однородности почвен-
ных свойств, засыпка почвы осуществлялась постепенно, через сита с
размером ячейки 5 см. В целях уплотнения почвенной толщи применяли
послойное смачивание (Шеин и др.,1994).
Во ВНИПТИХИМе была отработана технология зарядки больших
лизиметров насыпными почвенными образцами (Постников и др., 2004) и
оценка их репрезентативности по агрохимическим и гидрологическим
показателям. Размер выбранной площадки для отбора почвы более, чем в
3 раза превышал суммарную площадь лизиметрических установок. Фре-
зой с копирующим устройством на микротракторе ТЗ-4К-14 рыхлили 3-
см слой дернины многолетних трав, сгребали и удаляли ее за пределы
площадки бульдозерной лопатой на тракторе МТЗ. Далее почву послойно
через 5 см фрезеровали до конца пахотного горизонта, также сгребали и
буртовали. Аналогично поступили с остальными генетическими горизон-
тами, формируя для каждого отдельный бурт. При излишней уплотнен-
ности иллювиального горизонта и при условии его значительной мощно-
сти (50 см) его отбор производили ковшом экскаватора с последующим
тщательным перемешиванием и буртованием. Хранение почвы до засып-
ки велось под навесом. Заполнение лизиметров осуществлялось послойно
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
292
по горизонтальным отметкам, нанесенным на стенки лизиметров с интер-
валом 5 см, проводилось уплотнение каждого слоя почвы деревянными
трамбовками с ребристой поверхностью для предотвращения создания
экрана между двумя засыпаемыми слоями. На стыках горизонтов 5-см
слой предыдущего горизонта не уплотняли, а сразу насыпали 5-см слой
следующего горизонта и только после этого производили трамбовку. Это
обеспечивало наиболее полный контакт между двумя горизонтами в
рыхлом состоянии. Поверхность почвы должна быть на несколько санти-
метров ниже верхней кромки лизиметров (Постников, 2004). В первый
год после набивки вариабельность гидрологической характеристики почв
лизиметров была высокой -- 49−56% для лизиметров полуметровой мощ-
ности и 40--43 % -- для метровой. Стабилизация фильтрационной способ-
ности произошла через 10 лет после их заполнения.
Таким образом, лизиметрические станции позволяют проведение и
решение задач по водному, питательному, температурному режиму почв
в многолетнем аспекте. Большие размеры лизиметрических установок
обеспечивают достоверность проводимых наблюдений, позволяют про-
водить прямые наблюдения за многолетней динамикой медленно изме-
няющихся свойств твердой фазы почв, ее эволюцией. Подобные экспе-
рименты дорогостоящи, требуется значительное время для разработки и
реализации проекта лизиметрической станции, необходимо обеспечение
почв лизиметров стационарными приборами и оборудованием.
К агрохимическому типу лизиметров относятся переносные лизи-
метры, периодически извлекаемые из почвенной толщи для забора
фильтрата и взвешивания почвы -- Ключарева, Рыкачева, Роде.
Лизиметр Рыкачева, предложенный еще в 1896 г, состоял из трех
ящиков. Верхние два площадью 25х40см устанавливались друг на друга,
первый заполнялся почвой, а второй служил для сбора фильтрационной
влаги. Третий ящик являлся направляющим, в него вставлялись первые
два, он имел большие размеры и был постоянно углублен в почву.
Лизиметр, разработанный Ключаревым, представляет собой металли-
ческий цилиндр диаметром 11 см и высотой 20 см, который заправлялся
монолитом и устанавливался вместе с воронкой и емкостью для сбора
фильтрата в почву. Лизиметр имел специальные съемные ручки для из-
влечения его из почвы и взвешивания.
В настоящее время с появлением новых инертных синтетических ма-
териалов появилась возможность применять их для изготовления пере-
носных лизиметров, которые в частности, представляют собой почвенные
колонки с насыпной почвой или монолитом и могут использоваться в
различных лабораторных фильтрационных экспериментах. Методика
отбора небольших почвенных монолитов (длиной до 30 см и диаметром
до 20 см) изложена в главе XII настоящего пособия.
Глава X. Лизиметрический метод исследования почв
293
Кроме собственно агрохимических лизиметров в почвоведении ши-
рокое распространение получили агрохимические лизиметры--
воронки. Особенностью таких лизиметров является то, что они могут
устанавливаться в почвенную толщу в соответствии с генетическими го-
ризонтами -- тогда их встраивают на границах смены горизонтов, или,
если того требуют задачи исследования, на разных глубинах. Их устанав-
ливают, как правило, одновременно, соблюдая расстояние между ними
по горизонтали не менее 1 метра, во избежание попадания фильтрацион-
ного раствора в соседний лизиметр.
Наиболее известным вариантом являются воронки Эбермайера из
оцинкованного железа, диаметром 50 и 25 см и высотой 5 см, которые
устанавливали под исследуемый почвенный слой. Для этого выкапывает-
ся произвольной формы галерея, и на боковых стенках в нишах на разных
уровнях вырезаются ниши и устанавливаются воронки, предварительно
заполненные дренажной засыпкой (галькой, промытым песком, битым
стеклом и др.). Влага, просочившаяся через почвенную толщу, поступала
в воронку, оттуда через специальный водоток поступала в водоприемник,
где и осуществлялся сбор фильтрационных вод (Семенов и др., 2005).
Пространство между воронками и внутренними стенками ниши заполня-
ли почвой. Расстояние между отдельными воронками-лизиметрами по
горизонтали должно быть не менее 70−100 см, по вертикали -- определя-
ется схемой опыта, исследуемыми генетическими горизонтами и глуби-
нами. Галерею армируют бетоном, кирпичом, досками. Лизиметрические
воронки, модифицированные в соответствии с современными задачами,
применяют в настоящее время, как для проведения длительных экспери-
ментов, так и для модельных опытов по изучению загрязнения почв, вы-
носа питательных элементов из отдельных почвенных горизонтов. Так,
используемые гравитационные лизиметры конструкции Джона Дерома
(Derome, 1993) на сети мониторинговых площадей Института проблем
промышленной экологии Севера Кольского научного центра РАН для
исследования загрязнения почв выбросами медно-никелевого комбината
«Северникель» (Никонов и др., 2004), разработаны по принципу воронок
Эбермайера. Проводимые эксперименты по влиянию орошения и внес е-
ния удобрений на миграцию питательных элементов в почвенном профи-
ле почв Каменной степи с 1980 по 2001 гг. также велись с использовани-
ем лизиметров оригинальной конструкции, в основе которых также по-
ложены идеи Эбермайера (Погодин и др., 2004). На основе воронок-
лизиметров были разработаны конструкции, предложенные Шиловой
(1955, 1977), Ткаченко (1968), которые стали носить имя авторов.
Е.И. Шиловой (1955) для получения свободного почвенного раствора
в целях решения задач генетического характера была предложена конст-
рукция встроенных в почвенную толщу плоских лизиметров (Скрынни-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
294
кова, 1977). Они представляют собой квадратные противни площадью
40×40 см, изготовленные из оцинкованного железа или пластмассы. Одна
из сторон лизиметра имеет бортик высотой 5 см и водоотвод, представ-
ляющий собой полую металлическую трубку для соединения с водопри-
емником. Во избежание попадания почвы водоотвод закрывается метал-
лической сеткой, можно использовать капроновые сеточки.
Рис. X.2. Лизиметры конструкции Е.И. Шиловой. а, б, в -- общий вид лизиметров;
г -- вид лизиметра сбоку; д, е -- трубки, через которые поступает раствор в бутыл-
ки (Скрынникова, 1977)
Для установки лизиметров выкапывается траншея, как правило, с
расчетом на три-четыре лизиметра. Глубина траншеи должна превышать
на 0.5--1 м глубину нижнего лизиметра. В боковых стенках в траншеи при
помощи ножа, стамески сооружаются узкие щелевидные ниши, соответ-
ствующие размеру лизиметров, делая небольшой уклон в сторону тран-
шеи для стекания гравитационной влаги. Лизиметры стороной, не имею-
щей бортиков, вдвигают в ниши до упора, одновременно прижимая их к
«потолку». Все промежутки между стенками, дном лизиметра и нишей,
уплотняя, заполняют почвой из нижележащего горизонта. После уста-
новки лизиметра к водоотводу плотно присоединяют гибкие синтетиче-
ские шланги (у Шиловой -- стеклянные трубки), соединяя их с установ-
ленными на дне траншеи водоприемниками. В качестве водоприемника
используются стеклянные бутыли, можно использовать пластиковые бу-
тыли или канистры, из которых почвенная влага периодически откачива-
ется при помощи насоса. Главное, герметичность всех соединений. Для
Глава X. Лизиметрический метод исследования почв
295
этого на бутылях герметично устанавливаются пробки, в которых вста в-
ляются трубка/шланг от лизиметра и вторая трубка, нижний конец кото-
рой опускается до дна бутыли, а верхний соединяется с гибким шлангом,
выходящим на поверхность почвы. Во избежание деформации гибких
шлангов Е.И. Шилова рекомендует помещать их в металлические трубки.
После окончания установки лизиметров траншею аккуратно закапы-
вают, укладывая и уплотняя вынутую почву в соответствии с генетиче-
скими горизонтами. Над поверхностью почвы остаются шланги, через
них нужно прокачать воздух из бутылей, затем закрыть зажимами, обер-
нуть изоляционной лентой и замаскировать почвой во избежание их рас-
трескивания под действием перепадов температуры и солнечных лучей.
Положительным качеством лизиметров конструкции Шиловой, как
отмечает Скрынникова (1977), является отсутствие контакта лизиметри-
ческих вод с атмосферным воздухом и близость условий получения
фильтрационных вод к природным процессам гравитационного стекания
влаги. Она рекомендует проводить регулярную откачку лизиметрической
влаги из водоприемников, чаще, чем раз в сезон, т.к. особенно в теплые
периоды возможно значительное изменение химического состава вод в
результате биохимических процессов. Поэтому при стационарных иссле-
дованиях почвенных процессов Скрынникова И.Н. предлагает система-
тически после выпадения значительных количеств осадков откачивать и
анализировать лизиметрические воды. К недостаткам метода она относит
следующее:
1) невозможность полной откачки влаги из бутылей и неизбежное
смешивание разных порций фильтрата в ходе эксперимента,
2) невозможность получения почвенных растворов при влажности
почв ниже значений НВ,
3) вероятность бокового притока влаги за счет периодически созда-
ваемого разрежения в бутылях при откачке влаги,
4) возможность скопления подвешенной влаги на нижнем срезе поч-
венных слоев над лизиметрами.
В Московском университете разработаны и успешно используются с
1995 г. (Шеин и др., 1995, Умарова, Шеин, 2001, Умарова и др., 2006)
ячеистые или секционные лизиметры, позволяющие исследовать неодно-
родность гравитационного переноса влаги почвах, возможность поступ-
ления загрязняющих и питательных веществ в грунтовые воды, оценить
массоперенос, определить гидрохимические параметры движения ве-
ществ в почвах. Они по своим характеристикам ближе всего располага-
ются к лизиметрам агрохимического ряда, однако, принципиальным от-
личием является то, что в экспериментах с применением секционных ли-
зиметров моделируется ситуация поступления на поверхность почвы за-
грязняющих или питательных веществ.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
296
Рис. X.3. Встроенные секционные лизиметры (Умарова, Шеин, 2001)
Лизиметры представляют собой пластиковые подносы, разделенные
на сектора. Каждый сектор имеет отверстие, в которое вставлена силико-
новая трубка. Под лизиметром на дне ниши устанавливается поднос с
тарированными пластиковыми стаканчиками (флаконами) для сбора
фильтрующейся влаги. Все сектора и стаканчики нумеруются, на дно
каждого сектора необходимо положить кружок фильтровальной бумаги
во избежание закупорки трубок. Почвенная влага, попадающая в сектор
лизиметра, через трубку поступает в пластиковые флаконы. Фиксируется
время и объемы лизиметрических вод для расчета интенсивности верти-
кального стока отдельно в каждом секторе. При постановке фильтраци-
онн ого эксперимента с использованием веществ-меток, возможен порци-
онный сбор влаги в сектора лизиметра для получения информации о яв-
лениях выноса и проскока растворенных веществ по характеру возраста-
ния концентраций. Подобные данные, но получаемые в лабораторных
условиях на почвенных колонках, широко используются в математиче-
ских моделях переноса влаги и веществ.
При подготовке лизиметрических установок к работе после выбора
площадки, заложения разреза и определения глубины установки лизи-
метра следует соблюдать следующие рекомендации и последователь-
ность работы.
1. Подготовка площадки -- зачистка, выравнивание и препарирование
поверхности во избежание закупорки пор почвы.
2. Установление рам. Представляется удобным использование рам
площадью не менее 600 см2. Их следует осторожно врезать в почву на
глубину 2−3 см с целью сохранения структуры почвенного покрова. Ре-
Глава X. Лизиметрический метод исследования почв
297
комендуется устанавливать с учетом горизонтального растекания полив-
ной воды на расстоянии не менее 20−30 см от края разреза (траншеи).
Рамы следует устанавливать на поверхность почвы до сооружения ниши
для лизиметра по двум причинам: во-первых, во избежание дополнитель-
ного иссушения почвенной толщи, т.к. увеличивается испаряющая по-
верхность, во-вторых, во избежание обвала исследуемого профиля при
дополнительном давлении во время установки рамы. Во время подготов-
ки ниши поверхность почвы и рамы укрывается полиэтиленовой пленкой
для снижения испарения, а сверху, чтобы не увеличивалась температура
почвы накрывают скошенной травой или сеном.
3. Сооружение и подготовка ниши для установки лизиметров. Ее
размер должен соответствовать размеру лизиметра. Верхняя стенка (по-
толок) должна быть строго горизонтальна во избежание стекания влаги
по наклонной плоскости и отпрепарирована, т.к. только срезание почвы
приводит к смазыванию и закупорке почвенных пор.
4. Установка лизиметра к потолку ниши должна быть очень плотной.
В таком случае они выполняют двойную функцию: сбор фильтрацион-
ных вод строго с площади, четко очерченной отдельным сектором лизи-
метра, и механическая поддержка промачиваемой почвенной толщи. По-
этому врезанный в потолок ниши лизиметр необходимо укрепить доска-
ми или фанерой для обеспечения его устойчивости.
5. Фильтрация воды и раствора. В рамы подается вода или раствор,
при необходимости поддерживается определенный уровень (1--5 см).
Сбор фильтрационных вод производится до полного прекращения
фильтрации, иногда лизиметры оставляются на ночь. Возможно вскрытие
почвенной толщи над лизиметрами с целью исследования особенностей
свойств почвы и переноса и сорбции веществ.
Представленные лизиметры и предлагаемая последовательность ра-
боты были использованы при изучении миграции воды и растворенных
веществ (крахмала, КСl) на серых лесных почвах Владимирского ополья,
на дерново-подзолистых почвах Московской области и показали, что при
соблюдении всех вышеперечисленных условий и последовательности
выполнения эксперимента, лизиметры работают безукоризненно.
Таким образом, рассмотренные почвенно-агрохимические лизиметры
различных конструкций, основаны на принципе свободного стока грави-
тационной влаги. Недостатком этих лизиметрических установок является
то, что не представляется возможным использовать для точных балансо-
вых исследований (за исключением взвешиваемых лизиметров) переноса
влаги и веществ. Этого недостатка лишены лизиметры для водно-
балансовых исследований.
Гидрологические лизиметры или лизиметры для водно-
балансовых исследований -- лизиметры, позволяющие кроме количест-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
298
венного сбора инфильтрата, определять различные составляющие водно-
го баланса почв, в частности, определять влажность почвы, уровень грун-
товых вод, расход влаги на испарение, транспирацию.
Отметим, что четкое разделение на агрохимический и гидрологиче-
ский типы лизиметров провести иногда сложно, т.к. они зачастую имеют
сходные конструкторские характеристики, совпадающие задачи, напри-
мер определение выноса питательных элементов из почвы невозможно
без определения количества профильтровавшейся влаги. Именно поэтому
агрохимические лизиметры Рыкачева и Ключарева, предполагающие
извлечение их из почвы, можно отнести и к водобалансовым. Большин-
ство авторов сходятся во мнении, что принципиальным отличием гидро-
логических лизиметров является возможность точного определения
влажности почвы путем взвешивания и/или наличие постоянно дейст-
вующего горизонта грунтовых вод.
Для прямого определения эвапотранспирации применяется метод
гидрологических лизиметров, получивших название испарителей. Они
предполагают установку почвенного монолита в почву, периодическое
его извлечение и взвешивание. Недостатком множества испарителей с
глухим дном, как лизиметры Ключарева, является то, что режим влажно-
сти изолированных почвенных монолитов отличается от режима влажно-
сти окружающей почвы. Т.е в засушливые периоды можно ожидать
меньшую влажность в испарителе, а в дождливые -- наоборот, повышен-
ные значения (Роде, 1969). Для устранения этого недостатка Попо-
вым В.П. была предложена система парных испарителей с сетчатым
дном, позволяющим как отводить избыток почвенной влаги из монолита,
так и, соприкасаясь с почвой, выравнивать влажность в соответствии с
окружающим пространством. Подробное описание и порядок работы
почвенных испарителей Попова изложены в монографии А.А. Роде «Ме-
тоды изучения водного режима почв» (1960). Хотя им отмечается, с ссыл-
кой на исследования отечественных ученых, что для зоны подзолистых
почв преимущества перед испарителями с глухим дном не выявлены.
В системе гидрометеослужбы стандартным методом исследования
испарения является испарители, разработанные Государственным гидро-
логическим институтом, ГГИ-500-50 -- для измерения испарения из поч-
венного слоя 0−50 см, а для зон недостаточного увлажнения ГГИ-500-100
-- для слоя почвы 0−100 см (Чирков, 1986). Они представляют собой ли-
зиметры цилиндрической формы, площадь испарения -- 500 см2, поме-
щаемые установленные в почву цили ндры с дном боль шего размера. Ис-
парители периодически извлекаются из почвы специальными лебедками
и взвешиваются, измерения проводятся в теплое время года. Испарители
для метеослужб подробно описаны в работах Урываева (1953), Струзера
и Русина (1956).
Глава X. Лизиметрический метод исследования почв
299
Урываевым (1958) также были предложены гидравлические испари-
тели, которые в рабочем положении находятся в плавающем положении,
по их вертикальному перемещению можно судить об увеличении или
уменьшении влаги в почвенном монолите. Подобные гидрологические
испарители (ГПИ) также нашли применение в метеослужбе, т.к. являются
более совершенными, позволяют автоматизировать процесс, однако до-
рогостоящи и поэтому реже используются (Чирков, 1986).
Лизиметры с имитацией грунтовых вод были предложены Конько-
вым (Семенов и др., 2005). Они состоят из двух цилиндров, внутреннего с
сетчатым дном заправленного почвенным монолитом и внешнего со спе-
циальной трубкой для заливки воды с целью моделирования горизонта
грунтовых вод. Таким образом, можно задавать различный уровень грун-
товых вод и наблюдать за ним в процессе испарения и поступления влаги
на поверхность почвенного монолита.
Автоматическая система подачи и слива фильтрующейся влаги была
разработана и применена А.А. Роде (1947) на основе специальной систе-
ме по принципу сосудов Мариотта. В работе Баера Р.А. и Лютаева Б.В.
(1989) подробно изложена методика сооружения водобалансовых лизи-
метров с автоматически регулированием уровня грунтовых вод, которые
получили широкое распространение в почвенных исследованиях.
Во ВНИИ кормов им. В.Р. Вильямса в настоящее время успешно
функционируют лизиметрические установки с автоматизированной дис-
танционной системой наблюдений за солевым и температурным режима-
ми почв, регистрацией интенсивности инфильтрации и подпитывания
влагой. Методика исследований, конструкторские особенности данных
лизиметров, опыт их использования описаны в монографии Семенова и
др. «Лизиметрические исследования в луговодстве» в 2005 г.
Одними из типов лизиметрических установок являются вакуумные
пробоотборники и сорбционные лизиметры (хроматографические
колонки).
Почвенные тензиометры могут служить пробоотборниками почвен-
ной влаги из различных горизонтов профиля, они разрабатывались и усо-
вершенствовались Муромцевым Н.А. (Муромцев и др., 1979, 1981, 1991,
Семенов и др., 2005). Удобство данного метода заключается в простоте
выполнения эксперимента, возможности получения почвенного раствора
в динамике. Хотя возникает ряд методических вопросов, связанных с
длительностью вакуумирования, экспозиции и восстановления равнове-
сия в зоне действия тензиометра и др.
И.С. Кауричевым и Е.М. Ноздруновой в 1960 г. был предложен метод
сорбционных лизиметров (МСЛ) или метод лизиметрических хромато-
графических колонок. Суть метода заключается специальных колонок с
различными сорбентами для изучения масштаба миграции целого ряда
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
300
веществ, в первую очередь водорастворимых органических веществ.
Конструкции сорбционных лизиметров, различные сорбенты, применяе-
мые для решения конкретных задач, схемы и методы фракционирования
различных веществ, расчет масштаба их миграции и иммобилизации
представлены в работах Кауричева И.С., Яшина И.М., Раскатова В.А. и
др. (1996, 2000).
Таким образом, с помощью лизиметрических установок можно ре-
шить целый ряд вопросов, их используют для:
− оценки качественных и количественных показателей потока вещества,
оценки поступления, миграции и аккумуляции различных веществ в поч-
венном профиле;
− оценки периодичности и доминирующих факторов формирования ли-
зиметрического стока;
− проведения мониторинговых почвенно-экологических исследований и
мониторинга ландшафта в целом;
− изучения эволюции физических и химических свойств в условиях мно-
голетнего лизиметрического опыта;
− проверки, параметризации и адаптации математических моделей пере-
носа веществ и тепла в почве;
− при исследовании специфики и масштаба антропогенного воздействия
на почвы.
Важным преимуществом лизиметрического метода исследования
водного режима почв является возможность проведения целого комплек-
са динамических наблюдений на объекте, отличающемся небольшой ла-
теральной протяженностью и низкой пространственной неоднородно-
стью. Кроме того, большое значение имеет то, что различные режимные
данные связаны друг с другом по времени их получения, что в свою оче-
редь позволяет оценить с максимальной точностью реальную обстановку
в почвенном профиле.
Литература
Антипов- Каратаев И.Н., Цурюпа И.Г. О формах и условиях мигра-
ции веществ в почвенном профиле. − Почвоведение, 1961.
Ахметов Ш.И. и др. Результаты лизиметрический исследований в Мордо-
вии. // Лизиметрические исследования в России. Сб. ст. М., НИИСХ ЦРНЗ.
2004.
Баер Р.А., Лютаев Б.В. Водн
ый баланс поч
вогрун
тов зон
ы аэраци
и
орашаемых массивов Юга Украины // Сб.: Проблемы ирригации почв Юга
черноземной зоны. М.: Наука, 1989.
Бараков П.Ф. Лизиметры и их роль в изучении свойств почв, обуславли-
вающих ее плодородие // Почвоведение,1908, № 3.
Бобрицкая М.А. Поступление азота с атмосферными осадками и вынос
его из почвы с лизиметрическими водами // Почвоведение, 1963, № 9.
Глава X. Лизиметрический метод исследования почв
301
Бреус И.П. и др. Стационар Казанского университета. // Лизиметрические
исследования в России. Сб. ст. М., НИИСХ ЦРНЗ. 2004.
Вельбель Б.М. Данные лизиметрических исследований Плотянской сель-
скохозяйственной опытной станции // Журнал опытной агрономии, 1905, № 4.
Вельбель Б.М. Двенадцатый годичный отчет Плотянской сельскохозяйст-
венной станции за 1905 год // Одесса, 1907.
Гиммерлинг В.В. О водном режиме подзолистых почв на основании дан-
ных лизиметрических исследований // Тр. Моск. опытн. с-х станции, 1922.
Голубев Б.И. Лизиметрические методы исследования в почвоведении и аг-
рохимии. // М., «Наука», 1967.
Карпачевский Л.О., Умарова А.Б. Большие лизиметры Почвенного
стационара МГУ Агрохимический вестник, 2003, № 2.
Карпачевский Л.О., Яшин И.М. Предисловие // Тезисы Всероссийской
конференции «Лизиметрические методы исследования почв», МГУ, 1998.
Карпова М.Н., Чесноков Н.А. Лизиметрическая установка Уральского
НИИСХ. // Лизиметрические исследования в России. Сб. ст. М., НИИСХ
ЦРНЗ. 2004.
Кауричев И.С., Камаревцева Л.Г., Ромашкевич А.И., Ярцева
А.К. Некотрые результаты применения лизиметрического метода при изу-
чении современного почвообразования // Современные почвенные процессы.
М., 1974.
Кауричев И.С., Яшин И.М., Кашанский А.Д., Кащенко В.С.
Опыт применения метода сорбционных лизиметров при изучении водной ми-
грации веществ в подзолистых почвах Европейского Севера //Почвоведение,
№ 8, 1986.
Кауричев И.С., Ноздрунова Е.М. Учет миграции некоторых соединений
в почве с помощью лизиметрических хроматографических колонок // Почво-
ведение, 1960, № 12.
Кауричев И.С., Яшин И.М., Черников В.А. Теория и практика ме-
тода сорбционных лизиметров в экологических исследованиях. М.: Изд-во
МСХА, 1996.
Качинский Н.А. Замерзание и размерзание и влажность почв в зимний се-
зон в лесу и на полевых участках. М., 1927.
Качинский Н.А. Физика почвы. Ч. 2. М.: «Высшая школа», 1970.
Копосов Г.Ф. Артефакты лизиметрического метода исследования почв
//Тезисы Всероссийской конференции «Лизиметрические методы исследова-
ния почв», МГУ, 1998.
Леонова А.А., Шеин Е.В., Горбатов В.С. Миграция гербицида мет-
рибузина в почве: лизиметрические исследования и моделирование // Почво-
ведение. 2003. № 6.
Людекс К. Соотношение между количеством выпадающих и просачиваю-
щихся осадков по английским наблюдениям // Почвоведение, 1907, № 9.
Методические рекомендации по проведению лизиметрических исследований
водного, солевого и пищевого режимов почв на многолетних травах. М.:
1979.
Муромцев Н.А. Использование тензиометров в гидрофизике почв. Л.: Гид-
рометеоиздат, 1979.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
302
Муромцев Н.А. Мелиоративная гидрофизика почв. Л.: Гидрометеоиздат,
1991.
Никонов В.В., Горбачева Е.Е., Лукина Н.В. Лизиметрические ус-
тановки на сети мониторинговых площадей // Лизиметрические исследова-
ния в России. М., НИИСХ ЦРНЗ, 2004.
Погодин Г.П., Павлюченко А.У., Глазкина С.Г. Стационар в Каменной
степи // Лизиметрические исследования в России. М., НИИСХ ЦРНЗ, 2004.
Попов П.Д., Смирнов А.П. История лизиметрических исследований // Аг-
рохимический вестник, 2003.
Растворова О.Г. Физика почв, Л., 1983.
Роде А.А. Основы учения о почвенной влаге. Т. 2. Л. «Гидрометеоиздат»,
1969.
Роде А.А. Опытная установка для определения величины испарения грунто-
вых вод и количества осадков, достигших их уровня // Почвоведение, 1935,
№2.
Семенов Н.А., Муромцев Н.А., Сабитов Г.А., Коротков Б.И. Лизи-
метрические исследования в луговодстве. М. 2005.
Скрынникова И.Н. Методы исследования химического состава жидкой
фазы почв // Методы стационарного изучения почв. М. «Наука», 1977.
Смирнов А.П. Технологические характеристики лизиметрических стацио-
наров России. // Лизиметрические исследования в России. Сб. ст. М., НИИСХ
ЦРНЗ. 2004.
Струзер Л.Р., Русин Н.П. Сравнение различных методов определения ис-
парений с сельскохозяйственных полей //Тр. Гос. Гидрол. Ин-та, вып. 57, Л.,
1956.
Субботин А.А. Обзор лизиметров и основные требования к их конструк-
циям. // Тр. ГТИ, 1968. Вып. 92.
Суворов А.К. Особенности миграции органических и минеральных веществ
в пахотных дерново-подзолистых почвах // Почвоведение, М., 1974, № 2.
Умарова А.Б., Иванова Т.И., Кирдяшкин П.И. Гравитационный
поток влаги и его роль в эволюции почв: прямые лизиметрические исследо-
вания // Вестник ОГУ, № 6, т. 2, 2006.
Умарова А.Б., Шеин Е.В., Архангельская Т.А. Особенности формирования
элементов водного режима дерново-подзолистых почв в годовой, сезонной и
суточной динамике. //Вестник МГУ, Сер. 17. Почвоведение. 2002.
Умарова А.Б., Шеин Е.В. Применение метода крахмальной метки
Дмитриева для исследований переноса воды и растворенных веществ. //
«Масштабные эффекты при исследовании почв» Сб. ст., М., Изд-во МГУ им.
М.В. Ломоносова. 2001.
Урываев В.А. Экспериментальные исследования на Валдае. Гидрометеоиз-
дат.
Харченко С.И., Тищенко П.В. О методике лизиметрических исследо-
ваний на орошаемых землях // Тр. ГТИ, 1975, вып. 125.
Чирков Ю.И. Агрометеорология. Л. Гидрометеоиздат. 1986.
Шеин Е.В., Губер А.К., Кухарук Н.С. Перенос воды и веществ по макро-
порам в дерново-подзолистой почве // Вестн. МГУ, Сер.17. Почвоведение,
1995. №2.
Глава X. Лизиметрический метод исследования почв
303
Шеин Е.В., Карпачевский Л.О. Толковый словарь по физике почв, М.,
2003.
Шеин Е.В., Початкова Т.Н., Умарова А.Б. Почвенно-экологические ис-
следования на станции изолированных лизиметров Московского университе-
та. // Почвоведение, 1994, № 11.
Шеин Е.В., Умарова А.Б., Ван Ицюань, Початкова Т.Н. Водный ре-
жим и изменение элементного состава дерново-подзолистых почв в условиях
больших лизиметров // Вестн. МГУ, Сер.17, Почвоведение, 1997, № 3.
Шилова Е.И. Лизиметрический метод, его значение и условия применения
для познания современных процессов почвообразования // Применение ли-
зиметрических методов в почвоведении, агрохимии и ландшафтоведении. Л.,
1972.
Шилова Е.И. Метод получения почвенного раствора в природных услови-
ях // Почвоведения, 1955, № 11.
Шишов Л.Л. и др. Лизиметры в почвенных исследованиях. М., 1998.
Яшин И.М., Шишов Л.Л., Раскатов В.А. Методология и опыт изучения
миграции веществ. М.: Изд-во МСХА, 2000.
Яшин И.М., Шишов Л.Л., Раскатов В.А. Почвенно-экологические иссле-
дования в ландшафтах. М.: Изд-во МСХА, 2001.
Derome J. The ion-balance monitoring plot network // The Lapland Forest Dam-
age Project. Russian-Finnish report. The Finnish Forest Research Institute, Ro-
vaniemi Research Station, Rovaniemi, 1993.
Shein E.V. , Umarova A.B. Changes in physical properties of soils and soil
processes as derived from data of a long-term lyzimetric experiment (1961−2002).
//Eurasian Soil Science. Vol. 35. 2002.
ГЛАВА XI
ПЕДОТРАНСФЕРНЫЙ МЕТОД ДЛЯ ОЦЕНКИ
ГИДРОФИЗИЧЕСКИХ ФУНКЦИЙ ПОЧВ
Теория
В сочетании с традиционными методами различные типы моделей
стали обязательными инструментами в исследованиях, направленных на
количественное определение и объединение самых важных физических,
химических и биологи чески х процессов, происходящих в ненасыщенной
зоне почв. Для решения практических задач в экологии и сельском хозяй-
стве разрабатываются сложные имитационные модели, использующие
почвенные параметры, влияющие на водоудерживающую способность и
транспорт воды и растворен ных в ней веществ в почвенной толще. Мож-
но привести примеры, когда для работы в таких моделях требовалось
более 80 типов входных данных, из которых только 20 действительно
экспериментально определялись, а остальные были «оценены» (Pachep-
sky & Rawls, 2004). Под термином «оценка» параметров математических
моделей подразумевается применение, так называемых педотрансферных
функций (ПТФ). Что же явилось предпосылкой их появления? С одной
стороны -- это явно высокая зависимость водоудерживающей способно-
сти почв от таких факторов, как механический, агрегатный, минералоги-
ческий состав, плотность почвы, содержание органического вещества,
т.е. от базовых почвенных свойств. С другой стороны -- практическая не-
целесообразность весьма трудоемких экспериментальных определений,
связанных с полевыми и лабораторными работами, нередко длительными и
высоко затратными. Именно эти причины обусловили поиск корреляции
между параметрами гидрофизических функций (или отдельными наиболее
часто определяемыми точками на ОГХ) и основными почвенными свойст-
вами. Обнаруженные исследователями уравнения связи между фундамен-
тальными почвенными свойствами и гидрофизи ческими (почвенно-
гидрологическими) свойствами и функциями получили название пе-
дотрансферных (Bouma & van Lanen, 1987; Bouma, 1989).
Педотрансферные функции -- это функциональные соотношения,
которые доступные почвенные (ped) свойства (например, текстура, струк-
тура, содержание органическое углерода и др.) переводят (transfer) в не-
достающие (например, почвенно-гидрологические характеристики). Су-
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 305
ществует много публикаций и обзоров, описывающих методы получения
ПТФ и их применимость (Rawls et. al., 1991; van Genuchten, 1992; Pachep-
sky et. al., 1999; Wösten et. al., 2001 и др.). Исторически сложилось, что
«оценка » гидрофизических свойств доминирует при решении практиче-
ских задач в почвоведении, однако почвенно-хими ческие и почвенно-
биологические параметры также могут быть «оценены».
Для понимания процесса разработки педотрансферных функций при-
ведена общая схема (рис. XI.1). Кажущаяся простота получения ПТФ не
должна вводить в заблуждение исследователя и оставлять в стороне ос-
новные вопросы, которые нужно прояснить в данной главе: Зачем нужны
педотрансферные функции? Какие входные переменные наиболее пред-
почтительны для включения в ПТФ? Что определять в качестве выход-
ных параметров? Какие методы лучше использовать? Как количественно
оцен ить точность и надежность педотрансферных функций?
Рис. XI.1. Общая схема получения педотрансферных функций
(где x1, x2, x3,..., xn -- переменные предсказатели; у -- переменная отклика)
Стоит особо отметить, что разработка и развитие ПТФ в целом со-
пряжено с созданием баз данных, поэтому помимо методических аспек-
тов необходимо затронуть вопрос об организации почвенного информа-
ционного обеспечения.
XI.1. Базы данных почвенных свойств
Для количественного описания происходящих в почве процессов не-
обходим большой объем достоверной информации о базовых, влияющих
на поведение влаги в почве, и гидрофизических свойствах. К сожалению,
эти часто разрозненные, разной степени детализации и надежности да н-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
306
ные хранились, и зачастую хранятся, в различных научных учреждениях
и у отдельных исследователей. Появление компьютерных средств для
сбора, хранения, обработки и передачи информации, основанных на но-
вых прогрессивных технологиях, создало предпосылки для более эффек-
тивного получения и использования экспериментальных данных, и в ито-
ге способствовало объединению локальных ресурсов и разработке на-
дежных электронных региональных, национальных и международных баз
данных (БД) с большим объемом накопленной почвенной информации.
В конце прошлого века совместные усилия почвоведов разных стран
привели к созданию первых крупных баз данных почвенных свойств, в
качестве примеров можно привести канадскую NSDB, австралийскую
ASRIS, интернациональные -- FAO's Soil Database System (SDB), ISRIC's
Soil Information System (ISIS), IGBP, и многие другие. Основным недос-
татком этих, в основном сфокусированных на почвенной таксономии,
информационных хранилищ было ограниченное количество данных по
почвенно-гидрологическим свойствам. Поэтому были разработаны такие
электронные БД, как европейская HYPRES (Lilly, 1997; Wösten et. al.,
1999), международные UNSODA (Leij et. al., 1996) и WISE (Batjes, 1996),
американская национальная база данных USDA NRCS (USDA NRCS,
1994), голландская BIS, венгерская HUNSODA (Nemes, 2002) и многие
другие, содержащие не только фундаментальные почвенные данные
(гранулометрический состав, плотность, содержание органического ве-
щества, ЕКО и др.), но и обширную информацию о гидрофизических
свойствах и методах их измерения. Например, упомянутая база данных
гидрологических свойств европейских почв -- HYPRES содержит инфор-
мацию в общей сложности о 5521 почвенных горизонтах, из них 4030
имеют достаточное количество почвенных гидрофизических данных,
которые можно использовать для получения ПТФ. Почвенная информа-
ция для этой БД была предоставлена 20 научными учреждениями из 12
европейских стран. Перед разработчиками этой большой международной
базы данных стояли две основные задачи: 1) каким образом решить про-
блему различных систем национальных классификаций почв, и как след-
ствие, различных классов гранулометрического состава; 2) как стандар-
тизировать различные методы измерения гидрофизических свойств, при-
менение которых приводит к отличию в положении и количестве точек
на кривой водоудерживания. Для решения первой проблемы было решено
прибегнуть к классификациям FAO и Soil Survey Staff, а стандартизацию
методов провести посредством параметризации индивидуальных гидрофи-
зических характеристик с помощью уравнения XI.11. В результате изме-
ренные характеристики стали доступны как совместимый набор оптимизи-
рованных модельных параметров: θr, θs, α, n (см. далее в разделе XI.4.3).
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 307
Большой объем экспериментальных базовых и гидрофизических дан-
ных (кривых водоудерживания и т.д.) делает БД подходящим информа-
ционным источником для оптимизации математических выражений и
разработки педотрансферных функций. В основном накопленный мате-
риал по этой теме и почвенным базам данных не относится к отечествен-
ным исследованиям и, соответственно, в научной литературе большей
частью рассматриваются методы, опробованные на зарубежных типах
почв. Хотя целесообразность создания банка почвенно-гидрофизической
информации, учитывая состояние дел с определением ПТФ в нашей
стране, немногочисленность факторов, определяющих эти функции, и
возможность уплотнения информации на базе теории подобия, неодно-
кратно отмечалась и отечественными учеными (Глобус, 1987).
Что же представляют собой современные базы почвенных данных?
Как правило, это организованные наборы записей в виде таблиц, и свя-
занных с ними вспомогательных файлов, обслуживаемых СУБД (система
управления базами данных) и совместимых со многими другими про-
граммными пакетами. Использование общего языка, например, SQL
(Structured Query Language) делает их удобными для ввода, редактирова-
ния и извлечения информации. Возможности баз данных позволяют про-
водить различные операции, включая поиск по заданным пользователем
критериям, редактирование и добавление данных, получение отчетов, как
по всей базе, так и по выбранным частям. Данные, которые удовлетворя-
ют критериям поиска, выводятся в виде табличной структуры. Результа-
ты поиска или содержимое таблиц может быть выгружено в формате
ASCII, Excel, HTML и др. Тем не менее, предварительное извлечение
данных не всегда необходимо, т.к. с помощью языков программирования
можно сделать сложные математические расчеты и внутри самой базы.
Первые версии баз данных почвенно-гидрологических свойств были
написаны под MS--DOS (например, UNSODA Version 1.0). В настоящее
время наиболее распространенным является формат MS Access, преиму-
щества которого заключаются в широком распространении (является со-
ставной частью MS Office), простоте создания и управления базой дан-
ных. Этот программный пакет обеспечивает гибкость как при вводе, ма-
нипуляции и восстановлении данных, так и при их выводе и взаимодей-
ствии с другими приложениями. Кроме того, MS Access имеет широкие
возможности для создания пользовательских запросов и графиков.
Для хранения и обработки огромных массивов информации, реализа-
ции распределенной структуры хранения данных, а также организации
доступа пользователей через Интернет используются и высокопроизво-
дительные, надежные СУБД, такие как Oracle (на основе которой была
разработана HYPRES), MS SQL Server, Interbase. Однако использование
этих баз данных является более дорогостоящим, требует наличия квал и-
фицированных специалистов и мощного аппаратного обеспечения. По-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
308
этому при создании WEB-версий баз данных, работающих в режиме сво-
бодного или ограниченного доступа через Интернет, широкое примене-
ние получили бесплатно распространяемые БД, например, MySQL.
В настоящее время наиболее «продвинутые» современные БД поч-
венных свойств представляют собой интегрированную информационно-
вычислительную среду, непосредственно оперирующую модельными
методами расчета и статистическими методами анализа данных. Эти ин-
формационные ресурсы включают возможность работы с пространствен-
но-ориентированными данными с применением геоинформационных
систем -- ГИС (см. главу ХХ). Они служат источниками для различных
исследований в области сельского хозяйства, охраны окружающей среды,
экологической инженерии, методов дистанционного зондирования и
многи м другим.
XI.2. Входные параметры педотрансферных функций
Список почвенных свойств, которые могут использоваться как вход-
ные параметры в педотрансферных функциях и тем или иным образом
влиять на водоудерживающую способность почв и перенос почвенной
влаги, может быть весьма большим. Перечислим основные из них, это:
гранулометрический состав, общая плотность, порозность, плотность
твердой фазы, содержание органического вещества, агрегатный и микро-
агрегатный составы, минералогические и химические свойства, механи-
ческие параметры и другие.
Наиболее важным входным параметром, который используется почти
в любой педотрансферной функции, является гранулометрический со-
став. Однако с введением такого параметра в ПТФ возникают определен-
ные трудности, поскольку различные национальные и международные
системы классификации используют различные границы фракций ЭПЧ.
Как следствие, текстурные классы, используемые в ПТФ, значительно
различаются. В зарубежных классификациях, как правило, используются
основн ые три фракции -- песок, содержание пыли и глины. В отечествен-
ной классификации используется 6 фракций и фракции пыли в ней нет.
Поэтому когда распределение по гранулометрическому составу характе-
ризуется ограниченным числом фракций (Zeiliguer et. al., 2000), или когда
данные прибывают из различных источников с различными диапазонами
диаметров ЭПЧ (Nemes et. al., 1999), необходимо применять аппроксима-
цию для всего гранулометрического распределения или аппроксимации
распределения частиц по размеру в пределах большого текстурного диа-
пазона. Чтобы характеризовать распределение частиц по размеру можно
также использовать средний диаметр частиц для почв с широким тек-
стурным диапазоном (Campbell, 1985).
Порозность, плотность почвы и плотность твердой фазы также явля-
ются важными входными переменными в ПТФ (Bruand et. al., 1996;
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 309
Wösten et. al., 1999). Блумен (Bloemen, 1980) на примере своих данных
показал, что между объемной плотностью и содержанием органического
углерода наблюдается высокая корреляция, что говорит о возможной
замене плотности почвы содержанием органического углерода. В на-
стоящее время этот параметр применяется также часто в ПТФ, как грану-
лометрический состав и плотность почвы (Rawls et. al., 2004).
Другие свойства могут использоваться при создании ПТФ в большей
или меньшей мере в зависимости от типа почвы и ее физико-химических
свойств и величин определяемых водоудерживаний. Например, агрегат-
ный состав будет сильно влиять на водоудерживающую способность
почв, если его определяют для черноземов (Губер и др., 2002), и, наобо-
рот -- для песчаных почв данный фактор не существенен. Минералогиче-
ские свойства, такие, как соотношение монтмориллонитовых и иллито-
вых глин мало влияют на оценку водоудерживания (приблизительно 9 %)
при --1500 кПа, но составляют 240% при --10 кПа матричного давления по
данным Али и Бисвиса (Ali & Biswas, 1968). В работе Баумера и Брашера
(Baumer & Brasher, 1982) рассмотрена возможность по использованию
минералогического состава в качестве первичного критерия группировки
для предсказания водоудерживающей способности почвы. Химические
свойства также могут выступать в качестве определяющих свойств поч-
вы. Содержание окисей железа может быть доминирующей входной пе-
ременной в ПТФ при оценке водоудерживания при --1500 кПа (Rajkai &
Varailyay, 1992). Структура почвы и морфологическое описание очень
перспективны для развития педотрансферных функций (Williams et. al.,
1992), но в силу разных причин (сложность количественного представле-
ния, субъективность в определении) они меньше используются. Положе-
ние в ландшафте может применяться как топографическая переменная в
педотрансферных функциях наряду с основными свойствами почвы (Rho-
denburg et. al., 1986). Механические параметры свойств и усадка-
набухание, как характеристика индекса линейной усадки (COLE) исполь-
зовали в своих работах Пачепский (Pachepsky et. al., 1998) и МакКензи
(McKenzie et. al., 1991) с соавторами для предсказания водоудерживаю-
щей способности почвы и Kф. Фактор землепользования также может
приниматься во внимание для почв подверженных сельскохозяйственной
обработке, сравнение форм ОГХ д о и после обработки может быть одним
из показателей изменения гидрологических характеристик (Klute, 1982).
Возможны разные варианты сочетаний входных параметров, но бы-
вают случаи, когда требуемые входные параметры для ПТФ не доступны.
Тогда возможно применение, так называемых иерархических методоло-
гий для предсказания параметров почвы. Баумер с соавторами (Baumer et.
al., 1994) предложил использовать одно и то же ПТФ и оценивать требуе-
мые входные параметры для него по-разному в зависимости от доступной
информации. Шаап (Schaap et. al., 1998) наоборот предложил использовать
разные ПТФ для различных уровней детализации входных параметров.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
310
Для выявления оптимальных входных параметров и разработки урав-
нений ПТФ существуют различные приемы (например, процедура поша-
говой регрессии, когда на основании некоторого критерия качества про-
изводится пошаговое включение или исключение предикторов в модель
регрессии). Наиболее часто используемые методы будут рассмотрены
нами далее в разделе XI.5.
XI.3. Предварительная систематизация данных
Неоднократно отмечалось, что наиболее надежные педотрансферные
функции получаются, если исходные почвенные данные систематизиро-
ваны для конкретного района, почвенного типа, подтипа, рода (который в
основном определяется гранулометрическим составом), горизонта,
структуры и текстуры (Rawls et. al., 1982; Wösten et. al., 1995). Этот прин-
цип носит название «предварительной группировки». Преимущество та-
кого подхода состоит в том, что корреляция гидрологических характери-
стик с другими почвенными свойствами, возможно, будет более устойчи-
вой и последовательной в пределах некоторого ряда почв с подобными
гидрологическими свойствами. Например, при значительном объеме и
варьировании исходной информации ее подразделяют на некоторое ко-
личество однородных частей, внутри которых пытаются «уловить» более
тесную и последовательную связь между входными и выходными пара-
метрами, а уже затем для каждой из полученных групп строят соответст-
вующие модели. Наиболее популярным механизмом для решения подоб-
ного рода задач являются классификационные и регрессионные деревья
(более подробно см. раздел XI.5.4).
Возможны следующие варианты систематизации данных перед полу-
чением педотрансферных функций:
группировка и расчет обобщенных параметров моделей гидрологи-
ческих характеристик для каждой группы (например, по текстурному
классу, который и будет являться единственной входной переменной
ПТФ);
группировка по различным почвенным свойствам и подбор ПТФ
отдельно для каждой группы;
отсутствие группировки вообще и получение уравнения ПТФ для
всего массива данных.
Помимо указанных критериев систематизации данных встречаются
работы с другими параметрами отбора почвенных групп. Так Францмай-
ер (Franzmeier, 1991) показал, что классификация почв по генетическим
горизонтам и материнской породе предпочтительней, чем группировка
по текстуре для определения гравиметрического влагосодержания при
давлении --33 кПа и --1500 кПа. Группировку по минералогии и генезису
перед созданием ПТФ предлагал Пакетт с соавторами (Puckett et. al.,
1985). Интересным представляется подход, основанный на оценке функ-
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 311
циональных характеристик различных горизонтов (Wösten et. al., 1990).
Преимущество такого тестирования состоит в том, что сравниваются не
сами гидрологические характеристики, а скорее эффекты, которые эти
характеристики имеют в практических аспектах. Ряд исследователей ис-
пользовал в качестве критерия группировки -- положение в ландшафте, в
виду его способности объяснить существенную часть почвенного разно-
образия и варьирования почвенных свойств (Bathke & Cassel, 1991).
Предполагая, что ландшафт является интегратором различных почвен-
ных свойств, авторы обнаружили существенные отличия в предсказаниях
коэффициента влагопроводности с помощью ПТФ, использующих в ка-
честве систематизирующего критерия для одного ряда почв -- различные
элементы рельефа.
В конечном итоге процедура предварительной систематизации дан-
ных позволяет значительно минимизировать вариабельность почвенных
свойств в пределах выделенных групп и увеличить точность расчетов при
разработке ПТФ.
XI.4. Основные типы педотрансферных функций
Существует несколько основных подходов к определению пе-
дотрансферных функций (или типов ПТФ):
1. Метод физически обоснованной модели (расчет ОГХ на основании
рассмотрения капилляриметрических моделей почвы);
2. Точечно-регрессионный метод (нахождение регрессионных зави-
симостей, связывающих равновесные значения «P-- » с осн овн ыми поч-
венными свойствами);
3. Функционально-параметрический регрессионный метод (нахожде-
ние регрессионных зависимостей, связывающих параметры аппроксима-
ции ОГХ с основными почвенными свойствами).
XI.4.1. Метод физически обоснованной модели
В основу физически обоснованных методов расчета ОГХ положены
представления о капиллярном строении порового пространства, образуе-
мого почвенными частицами различного размера (Arya & Paris, 1981;
Haverkamp & Parlange, 1986). Форма и размеры почвенных частиц обу-
славливают способ упаковки, для которого существует определенная Ге-
ометрическая модель порового пространства. Процедура расчетов состо-
ит из трех основных этапов: (1) вычисление распределения объема пор по
размерам из распределения гранулометрических фракций; (2) предсказа-
ние содержания влаги из распределения объема пор по размерам (через
сохранение массы); и (3), расчет матричных потенциалов из распределе-
ния объемов пор по размерам посредством капиллярного уравнения Ри-
чардса (Richards, 1931).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
312
Известно, что между диаметром частицы d и эквивалентным радиу-
сом пор R существует линейная связь
dy
R
(XI.1)
с константой y, которая характеризует упаковку почвы. Это упрощение
представляет функцию водоудерживания, как простое линейное преобра-
зование из гранулометрического состава и справедливо только для пес-
чаных почв с относительн ыми однородными частицами. В дополнение к
линейному преобразованию, используют эмпирическую связь, которая
включает различные формы частиц в ПТФ и устанавливает нелинейную
связь между распределениями частиц по размеру и распределением пор
по объему.
Между средним радиусом пор ri и радиусом, образующих поры час-
тиц Ri существует соотношение:
1
0.816
,
ii
i
rR
n
(XI.2)
где -- пористость почвы, -- масштабный фактор, в общем случае зави-
сящий от диаметра, формы и плотности упаковки почвенных частиц.
Число сферических частиц ni каждой фракции гранулометрического
состава можно рассчитать по формуле:
3
3,
4i
i
si
n
R
(XI.3)
где i -- доля i-ой фракции в общей массе почвы, s -- плотность твердой
фазы почвы.
Для перехода от гранулометрического состава к ОГХ необходимы за-
висимости, связывающие радиус пор с влажностью почвы и давлением
влаги. Влажность почвы i определяется суммированием влагосодержа-
ния пор меньшего радиуса:
1
i
isj
,i=1,2...n,
(XI.4)
а давление влаги Pi, в случае полного смачивания почвы -- формулой
Жюрена:
2,
i
i
Pgr
(XI.5)
где -- плотность воды, g -- ускорение свободного падения, -- поверхно-
стное натяжение жидкости, s -- влажность полного насыщения почвы
или полная влагоемкость (ПВ).
Подстановка формулы (XI.2) в формулу Жюрена (XI.5) дает уравне-
ние, связывающее величину давления влаги с гранулометрическим соста-
вом почвы:
1
0.18 /(
)
ii
i
PR
n
(XI.6)
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 313
Величина масштабного фактора для почв разного гранулометриче-
ского состава может варьировать в широких пределах: от 1.26 для пыле-
ватых суглинков до 2.10 для опесчаненных глинистых суглинков (Arya et.
al., 1982), и от 0.95 для пылеватых суглинков до 1.30 для глин (Schuh,
1992). В оценочных расчетах значение масштабного фактора часто при-
нимают равным = 1.38.
Входными данными для метода физической модели служат: детали-
зированное распределение по размеру частиц с любыми границами фрак-
ций и пористость. Алгоритм данного метода позволяет оценить только
одну точку на кривой водоудерживания из каждой фракции, поэтому ис-
пользование трех фракций в классификации FAO (глина, ил, и песок)
значительно уменьшают эффективность метода.
Необходимо отметить, что, к сожалению, рассмотренный метод не
всегда дает хорошие результаты по вполне понятным причинам: простые
геометрические представления об упаковке частиц далеко не всегда при-
менимы к почве с ее особенностями порового пространства, образован-
ного агрегатами различного порядка, биопорами, трещинами и другими
специфическими почвенными образованиями (Шеин, 2005).
XI.4.2. Точечно-регрессионный метод
Одним из наиболее распространенных методов построения ПТФ яв-
ляется точечно-регрессионный, с помощью которого обычно предсказы-
вают определенные точки на кривой водоудерживания, т.е. содержание
влаги при матричном потенциале , из таких базисных почвенных
свойств, как плотность, гранулометрический состав, содержание органи-
ческого вещества и других. На основе экспериментальных данных нахо-
дят эмпирические коэффициенты b1, b2, b3 и т.д. множественной регрес-
сии, например такого вида:
песок
пыль
ил
c
123456
,
iii
i
iii
bi
=b +b
+b +b +b +b +...+bn X
(XI.7)
где i относится к одной из равновесных точек pF-- на ОГХ, ω -- доля со-
ответствующей фракции в гранулометрическом составе, ωс -- содержание
органического вещества, ρb -- плотность почвы, Х -- любая другая пере-
менная-предиктор.
Преимущество такого подхода состоит в том, что можно делать до-
вольно точные предсказания для так называемых критических влагосо-
держаний (почвенно-гидрологических констант -- ПГК). В зарубежной
практике наиболее часто используются критические влагосодержания,
определенные при матричных потенциалах --10, --33 и --1500 кПа (Kern,
1995). Это обусловлено тем, что они характеризуют доступную влагу для
растений в диапазоне давления от --10 до --1500 кПа и поэтому их удобно
использовать в качестве параметров математических моделей. Влажность
при капиллярно-сорбционном потенциале --10 кПа соответствует влажно-
сти эффективного или полного насыщения, а давление при такой влажно-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
314
сти соответствует давлению барботирования или давлению входа воздуха в
почву. Влажность, при которой капиллярно-сорбционный потенциал для
большинства почв равен --15000Дж*кг-1 (--1500 кПа), принимается за ниж-
нюю границу доступной влаги (влажность устойчивого завядания расте-
ний), а влажность, соответствующая матричному давлению --33 кПа, в за-
рубежных исследованиях определяется как наименьшая влагоемкость.
Для расчета ПГК методом педотрансферных функций часто исполь-
зуют данные двух исследований -- Гупта и Ларсона (Gupta & Larson,
1979) и Ролса с соавторами (Rawls et. al., 1982), выполненных на боль-
шом количестве образцов разного гранулометрического состава. Рассчи-
танные авторами эмпирические коэффициенты приведены в табл. XI.1.
Оценивая их значения, можно прийти к выводу, что по данным Ролса
плотность и содержание фракции пыли не влияет на водоудерживан ие
почвы, в то время как вклад содержания органического углерода в ОГХ
на порядок выше, чем в модели Гупта и Ларсона, где наибольшее значе-
ние придается именно плотности почвы. Неоднозначность параметров
педотрансферных функций требует проверки адекватности этих зависи-
мостей экспериментальным данным при переходе на почвы, отличные от
используемых в приведенных исследованиях.
Таблица X1.1
Коэффициенты множественной линейной регрессии
i
pF
a
b
c
d
e
f
данные Гупта и Ларсона
1
2.0
0
0.502 0.805 0.883 0.497 -0.2423
2
2.52
0
0.308 0.589 0.804 0.221 -0.14.34
3
4.18
0
-0.006 0.114 0.577 0.223 0.02671
данные Ролса с соавторами
1
2.0
0.412 -0.30
0
0.230 3.170
0
2
2.52 0.258 -0.20
0
0.360 2.990
0
3
4.18 0.026
0
0
0.500 1.580
0
Одно из преимуществ точечно-регрессионного подхода состоит в
том, что он имеет некоторый физический смысл, т.е. свойства почвы яв-
ляются релевантными для предсказания водного содержания θ при опре-
деленном давлении P. Например, оценивая θ при P = --1500 кПа наи-
большее влияние среди других свойств будет иметь область удельной
поверхности (например, содержание илистых частиц), или, оценивая
влажность при P = --10 кПа, большее влияние будет оказывать макро-
структура (например, значение общей плотности почвы). Явное неудоб-
ство точечно-регрессионного подхода -- большое количество регрессион-
ных уравнений, определяющих множество точек для оценки полной
ОГХ. В результате получается большая выходная таблица ПТФ, где для
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 315
каждого водоудерживания определено соответствующее регрессионное
уравнение. Данная форма не очень удобна для использования гидрологи-
ческих характеристик, полученных таким методом, в математических
моделях.
XI.4.3. Функционально-параметрический регрессионный метод
Принимая во внимание, что первый тип физически обоснованной мо-
дели используется для предсказания гидрологических характеристик на
основе физических принципов, второй и третий типы основаны только на
применении регрессионных моделей. В последнем случае модели не име-
ют теоретической основы, но такие модели достаточно точно описывают
гидрологические функции почв, например, функцию влагопроводности.
При использовании гидрологических характеристик в математиче-
ских моделях передвижения порового раствора в почвах и грунтах требу-
ется представление этих характеристик компактно, в виде алгебраиче-
ских функций, с сохранением при этом их оригинальности за счет при-
ближения (аппроксимации) к табличным функциям. Для этой цели ис-
пользуются оптимизационные способы нахождения коэффициентов, ис-
пользуемых для аппроксимации алгебраических функций. В противопо-
ложность второму типу, ПТФ третьего типа обычно предсказывают па-
раметры в моделях, описывающих полные гидрологические соотношения
θ--P--K. Такой подход является более прямым, чем процедура точечных
предсказаний, так как результаты применимы непосредственно в имита-
ционных моделях. Выбор описательных переменных, функциональной
формы и типа модели ошибок обычно управляется пониманием процесса.
Преимуществом использования аналитических уравнений при изуче-
нии почвенной влаги является: легкое сравнение гидрологических
свойств различных типов почв и горизонтов, изучение пространственной
изменчивости гидрологических свойств почвы, интерполяция отсутст-
вующих данных и их аппроксимация при применении модели ненасы-
щенного влагопереноса (van Genuchten, 1980).
Закон Дарси говорит, что водный поток в пористых системах равня-
ется гидрологическому градиенту времени проводимости к потенциалу
почвенной влаги. Комбинация закона Дарси с выражением для сохране-
ния обратных масс (Richards, 1931) имеет вид частичного дифференци-
ального уравнения для водного потока в ненасыщенной почве:
() 1,
P
KP
tx
z
(XI.8)
где P -- матричное давление почвенной влаги, θ -- объемное содержание
влаги, K -- гидрологическая проводимость, t -- время, и z -- глубина почвы.
Чтобы решить это уравнение, необходима информация по функцио-
нальным зависимостям P(θ) и K(P). Для описания этих зависимостей име-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
316
ется широкий выбор различных уравнений. В таблице XI.2 приведены
наиболее используемые зависимости, описывающие ОГХ (Vereecken,
1992).
Таблица XI.2
Аппроксимационные зависимости описывающие ОГХ (Vereecken, 1992)
Авторы
Уравнение
Номер
уравнения
Brooks & Corey (1964)
;
b
r
sr
P
SS
P
(XI.9)
Brutsaert (1967)
1
1()
n
S
P
(XI.10)
van Genuchten (1980)
модифицировал (XI.10)
1;11/
1( )m
n
Sm
n
P
(XI.11)
D'Hollander (1979)
0
11
ln
2
2
P
Se
r
f
cP
(XI.12)
Kosugi (1994)
модифицировал (XI.12)
0
11
ln
2
22
P
Se
r
f
cP
(XI.13)
Условные обозначения. S -- степень насыщенности, θs -- максимальное водо-
удерживание (определенное различными авторами как порозность, общая влаг о-
емкость, полная влагоемкость, содержание влаги при входе воздуха) см3/см3, θr --
остаточная влага (минимальная влажность почвы) см3/см3, и P -- давление влаги. Давле-
ние входа воздуха Pb (барботирования) и индекс распределения пор -- эмпирические
константы; σ -- стандартное отклонение логнормального распределения радиусов пор,
P0 -- соответствует среднему геометрическому радиусу поры.
Существует также два способа оценки параметров математических
уравнений с помощью ПТФ:
1. Представление обобщенных параметров гидрофизических характе-
ристик, группируя по какому-либо почвенному свойству (например, тек-
стуре). Как мы отмечали ранее, этот способ был использован при созда-
нии международных баз данных гидрофизических свойств почвы
UNSODA и HYPRES (см. раздел «Базы данных почвенных свойств »);
2. Представление «непрерывных» ПТФ, где для каждого параметра
подбирается набор свойств.
Для первого способа, можно привести пример получения обобщен-
ных параметров гидрофизических характеристик (Carsel & Parrish, 1988)
для модели водоудерживания ван Генухтена (XI.11) и коэффициента вла-
гопроводности Генухтена-Муалема (Mualem, 1976)
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 317
2
1/2
1/
1(
1)
mm
вл фe
e
e
r
s
r
KK
S
S;
S()
/
()
(XI.14)
с помощью группировки почв по 12 основным текстурным классам меж-
дународной классификации FAO (таблица XI.3). Полученные значения и
были положены в основу интернациональной базы данных UNSODA.
Аналогичные исследования почв Европы завершились созданием обще-
европейской базы данных HYPRES. Ее отличительная особенность -- ис-
пользование упрощенной классификации FAO почв по гранулометриче-
скому составу (таблица XI.4).
Таблица XI.3
Обобщенные параметры моделей ван Генухтена и Генухтена-Муалема для
почв разного гранулометрического состава по международной классифика-
ции FAO (база данных UNSODA)
Гранулометрический состав почвы r
s
1/см
n
Kф
cм/сут
песок
0.045 0.43 0.145 2.68 712.8
суглинистый песок
0.057 0.41 0.124 2.28 350.2
опесчаненный суглинок
0.065 0.41 0.075 1.89 106.1
суглинок
0.078 0.43 0.036 1.56 25.0
пыль
0.034 0.46 0.016 1.37 6.0
пылеватый суглинок
0.067 0.45 0.020 1.41 10.8
опесчаненный глинистый суглинок 0.100 0.39 0.059 1.48 31.4
глинистый суглинок
0.095 0.41 0.019 1.31 6.2
пылеватый глинистый суглинок
0.089 0.43 0.010 1.23 1.7
опесчаненная глина
0.100 0.38 0.027 1.23 2.9
пылеватая глина
0.070 0.36 0.005 1.09 0.5
глина
0.068 0.38 0.008 1.09 4.8
В качестве примера непрерывной функции можно привести уравне-
ния, полученные авторами базы данных методом нахождения значимых
параметров (Furnival & Wilson, 1974):
22
0.8597 0.1691 0.2962 (0.1221 ) (0.9061 )
0.0002427 / 0.0001113 /
0.01472 ln( )
0.733
0.0619
0.1183 0.01664
s
ил
пыль
С
ил
пыль
пыль
Си
л
и
л
С
п
ы
л
ь
A
(XI.15)
222
ln( ) 13.97 3.135 3.51 64.6 15.29 0.192
4.671 7.81 68.7 0.000449 /
0.0663 ln( ) 0.1482 ln ( ) 4.546
48.52 0.673
ил
пыль
С
ил
С
С
пыль
С
пыль
Си
л
ρB
ρ
ρA
(XI.16)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
318
2
ln( 1) 26.88 2.195 0.74
19.4 45.5 7.24 3.658
28.85 12.81/ 0.001524 /
0.0001958 /
0.2876 ln( ) 0.0709 ln( ) 4.6 ln( ) 2.264
8.96 0.718
2
ил
пыль
С
ил
2
Сп
ы
л
ь
С
пыль
С
ил
Си
л
n
ωω
ρω
ρω
A
(XI.17)
22
ln( ) 4.794 3.52
0.93 0.967 4.84 3.22
0.00001/
0.000748 / 0.643ln( ) 1.398
16.73 2.986
3.305
2
фп
ы
л
ь
и
л
п
ы
л
ь
пыль
С
пыль
ил
Си
лп
ы
л
ь
КA
AA
(XI.18)
Таблица XI.4
Обобщенные параметры моделей ван Генухтена и Генухтена-Муалема для
почв разного гранулометрического состава по международной классифика-
ции FAO (база данных HYPRES)
Гранулометрический
состав почвы
r
s
1/см
n
Kф
см/сут
горизонт А (A=1, B=0)
грубодисперсный
0.025 0.403 0.0383 1.377 60.0
среднедисперсный
0.010 0.439 0.0314 1.180 12.0
средне тонкодисперсный 0.010 0.430 0.0083 1.254 02.3
тонкодисперсный
0.010 0.520 0.0367 1.101 24.8
очень тонкодисперсный
0.010 0.614 0.0265 1.103 15.0
все остальные горизонты (A=0, B=1)
грубодисперсный
0.025 0.366 0.0430 1.521 70.0
среднедисперсный
0.010 0.392 0.0249 1.169 10.8
средне тонкодисперсный 0.010 0.412 0.0082 1.218 4.0
тонкодисперсный
0.010 0.481 0.0198 1.086 8.5
очень тонкодисперсный
0.010 0.538 0.0168 1.073 8.2
гумусовый горизонт
0.010 0.766 0.0130 1.204 8.0
Коэффициенты А и В принимают значения 0 или 1 в зависимости от
горизонта, для которого рассчитывают параметры аппроксимационных
зависимостей (таблица XI.4).
Первый способ менее гибкий, так как результаты представлены в ви-
де табулированных значений. Второй способ более подходит для целей
математи ческого моделирования. Однако в обоих случаях следует учи-
тывать невысокую точность расчета гидрофизических характеристик и
ограниченную переносимость метода на почвы, отличные от имеющихся
в базах данных UNSODA и HYPRES.
Более точно рассчитать гидрофизические характеристики почвы уда-
ется по регрессионным уравнениям, полученным для разных горизонтов
на конкретных типах почв. Примеры таких уравнений для почв России
можно найти в работах Пачепского с соавторами (1982) -- почвы лугового
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 319
ряда, Николаевой с соавторами (1998) -- чернозем обыкновенный, Шеина
с соавторами (1999) -- дерново-подзолистая почва. Достоинством этих
работ является использование в ПТФ традиционной для отечественных
почвоведов информации. Такой подход можно условно назвать точечно-
функциональным, поскольку с одной стороны можно оценить почвенно-
гидрологические «константы» (ПГК) обычным регрессионным методом,
а с другой стороны по этим критическим водоудерживаниям -- точкам
возможно восстановить полную характеристику ОГХ, т.е. рассчитать па-
раметры Ван Генухтена, поскольку эти точки являются узловыми на кри-
вой водоудерживания и соответственно определяют ее форму. Основу
этого метода составляет энергетическая концепция ПГК, развитая Воро-
ниным (1984). Согласно его теории каждой ПГК на кривой водоудержи-
вания соответствует давление влаги, определяемое одним из уравнений:
Пористость, P = 0;
Предел текучести, WПТ pF = 2.17;
Наименьшая влагоемкость, WНВ pF = 2.17 + WНВ;
(XI.19)
ММВ, WММВ pF = 2.17 + 3·WММВ;
МГ,WМГpF=4.45.
Следовательно, задача восстановления ОГХ сводится к расчету ПГК
из данных гранулометрического состава почвы. На обширном экспери-
ментальном материале по дерново-подзолистым почвам установлено
(Дембовецкий, 1998), что значения ПГК связаны с плотностью b, порис-
тостью почвы и содержанием фракций гранулометрического состава ,
регрессионными уравнениями:
=0.805-0.183 1+0.285 2+0.057 5-0.266
WПТ=0.082+1.1632-0.2873-0.1076+0.312
WНВ=0.15+0.085 1+0.514 2+0.142 4-0.145 6
(XI.20)
WММВ=0.053+0.941 2-0.139 3-0.031 6+0.165
WМГ=-0.009+0.198 1-0.059 2+0.04 4+0.078 5
где 1, 2 ... 6 -- фракции гранулометрического состава почвы от ила до
крупного песка по классификации Качинского.
В заключение раздела стоит отметить, что выбор определенного типа
ПТФ во многом зависеть от конечной цели исследователя. Если необхо-
димо применение математической модели для переноса влаги, можно
рассчитать параметры ОГХ, используя информацию по физическим
свойствам и известные уравнения для соответствующего типа почвы и
гранулометрического состава или воспользоваться табличными данными
из зарекомендованных баз данных. Если задача состоит в нахождении
некоторых агрофизических параметров, то можно воспользоваться оцен-
кой 2--3 критических влагосодержаний (например, наименьшей влагоем-
кости, влаги завядания) и использовать уравнения, полученные точечно-
регрессионным методом.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
320
XI.5. Методы построения педотрансферных функций
Статистический регрессионный анализ был традиционным инстру-
ментом развития ПТФ в течение многих десятилетий. Преимущество
регрессионной техники -- возможность получить строгие статистические
оценки предсказанных значений и коэффициентов в уравнениях. Однако
слепое использование статистического пакета без предварительной обра-
ботки экспериментальных данных может значительно повлиять на ко-
нечный результат. Применение статистической регрессии для предсказа-
ния гидрофизических свойств почвы требует решений по выбору свойств
в качестве входных параметров и подбор регрессионного уравнения. Эти
довольно трудная задача, особенно когда базы данных содержат много
потенциальных предсказателей, и связи между свойствами почвы могут
быть отличными в различных частях этих БД. По этой причине в послед-
нее время при разработке ПТФ стали использовать методы Data Mining
(этот термин переводится как «вскрытие, добыча, раскопка данных» или
«извлечение информации»), вводя алгоритмы, которые автоматизируют
выбор уравнения и его входные параметры.
Data Mining (DM) -- это процесс обнаружения и исследования неиз-
вестных (скрытых) до этого структур и тенденций путем просеивания
большого объема информации. «Вскрытие данных» является мультидис-
циплинарной областью, возникшей и развивающейся на базе достижений
прикладной статистики, распознавания образов, методов искусственного
интеллекта и теории баз данных. Наиболее популярными инструментами
DM для построения ПТФ являются искусственные нейронные сети, ме-
тод группового учета аргументов (МГУА) и деревья решений. Общий
недостаток этих аналитических процедур по сравнению со статистиче-
ской регрессией -- вовлечение эвристического элемента, что делает за-
труднительн ым точную статистическую оценку полученных результатов.
Подробнее остановимся на регрессионных методах и инструментах
«вскрытия данных» для разработки педотрансферных функций.
XI.5.1. Регрессионный метод
Большинство педотрансферных функций, основанных на статистиче-
ских методах, являются или множественными уравнениями линейной
регрессии или многочленами n-ого порядка (Пачепский и др., 1982;
Vereecken & Herbst, 2004). Множественная линейная регрессия -- обычный
статистический инструмент, используемый для прогноза переменной от-
клика y из числа n переменных предсказателя xi. Множественное уравнение
линейной регрессии может быть представлено как:
1
n
ii
i
yab
xε
(i = 1,..., n) (XI.21)
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 321
с константой a (независимый параметр), коэффициентами регрессии bi и
погрешностью ε.
Нелинейное уравнение регрессии, основанное на полиноме второго
порядка, имеет следующую форму:
2
1
n
ii ii
i
yab
xc
xε
(i = 1,..., n), (XI.22)
где кроме свободного члена уравнения a для каждой переменной предска-
зателя xi должны быть определены два коэффициента регрессии bi, и ci.
Как правило, ПТФ рассматриваются как регрессионные модели с ба-
зовыми почвенными данными в качестве переменных предсказателей
(например, плотность или информация по гранулометрическому составу)
и гидрологическими свойствами в качестве переменных отклика (напри-
мер, параметры, описывающие кривую водоудерживания).
Процедура получения регрессионных зависимостей для разработки
педотрансферных функций включает три основных этапа: анализ поч-
венных данных, построение модели и ее проверка.
Для анализа почвенных данных применяются различные методы: от
простых описательных статистик (первый и второй момент распределе-
ния, размах варьирования) до графиков рассеяния (обеспечивающих ин-
формацией, например, относительно типа зависимости между перемен-
ными, о наличии выпадающих значений) и многомерных статистических
анализов, позволяющих обобщенно исследовать почвенные данные. Гра-
фики рассеяния дают информацию относительно линейного или нели-
нейного поведения переменных и о виде трансформации, которая будет
выполнена, чтобы устранить нелинейность. Трансформации переменной
отклика нужно рассматривать в том случае, если различные переменные
предсказатели показывают то же самое нелинейное поведение относи-
тельно переменных отклика.
Второй этап при разработке ПТФ -- построение регрессионной моде-
ли. Самым важным шагом является отбор переменных для включения в
уравнение. Это может быть сделано как на основе априорного знания и
гипотетического рассуждения, так и методом проб и ошибок, используя
различные регрессионные методики. К использованию методов для соз-
дания регрессионной модели нужно подходить осторожно, чтобы не ис-
ключить потенциальных переменных предсказателей. Это -- одна из при-
чин, почему важно проверять математическую зависимость между по-
тенциальными переменными предсказателями и переменными отклика
при анализе данных. В то же время нужно помнить о возможной исход-
ной сопряженности входных параметров -- «мультиколлинеарности», ко-
торая может наблюдаться благодаря свойственной корреляции между
используемыми в ПТФ переменными предсказателями. Эту проблему
можно решить: во-первых, исключая один из входных параметров, что,
однако, может сказаться на качестве прогноза; во-вторых, исследуя ли-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
322
нейную зависимость между переменными и трансформацией переменных
предсказателей до независимых переменных, используя анализ главного
компонента. Необходимо также помнить, что нормальное распределение
параметров является предварительным условием для методик регрессии.
Анализ статистического распределения переменных предсказателей и
переменных отклика можно провести с помощью численных критериев
(тестов) Колмогорова-Смирнова (D) и Шапиро-Уилкса (W), для визуаль-
ной оценки можно использовать гистограммы или нормальные вероятно-
стные графики.
Для нахождения лучшей регрессионной модели требуется много про-
верочных шагов, включая оценку погрешности аппроксимации (в качест-
ве такой меры нашла широкое применение среднеквадратическая ошиб-
ка, на основе которой разработан специальный метод оценки коэффици-
ентов уравнений регрессии -- метод наименьших квадратов); отбор наи-
более существенных переменных; определение доверительных интерва-
лов переменных отклика и регрессионных коэффициентов; обнаружение
выпадающих значений (выбросов), которые могут вызвать серьезное
смещение оценок, «сдвигая» линию регрессии в определенном направле-
нии и тем самым, вызывая смещение регрессионных коэффициентов.
Обычно руководствуются следующими правилами -- чем меньше сумма
квадратов остатков, чем меньше стандартная ошибка оценки и чем боль-
ше коэффициент детерминации, тем лучше подобрана модель. Наиболее
общие требования отбора регрессионных уравнений сформулированы
Дрэйпером и Смитом (Draper & Smith, 1981) следующим образом:
-- регрессионная модель должна объяснять не менее 80% вариации
зависимой переменной, т.е. коэффициент детерминации R2≥0.8;
-- стандартная ошибка оценки зависимой переменной по уравнению
должна составлять не более 5% среднего значения зависимой переменной;
-- коэффициенты уравнения регрессии и его свободный член должны
быть значимы на 5%-ом уровне;
-- остатки от регрессии должны быть без заметной автокорреляции
(r<0.3), нормально распределены и без систематической составляющей.
Последний этап разработки ПТФ -- проверка правильности получен-
ных регрессионных моделей, включая стабильность параметров, качество
модели и оценку адекватности модели. В виду отсутствия дополнитель-
ных данных для выполнения проверки этот этап обычно игнорируют,
однако он является существенным в устан овлении доверия к разработан-
ной модели. В идеале модель строится по обучающей выборке, а точ-
ность прогноза на основании модели оценивается по тестовой выборке,
так при наличии достаточно большой выборки, часть наблюдений (на-
пример, половину или две трети) можно использовать для обучения, а
оставшиеся наблюдения -- для теста.
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 323
Применяются два основных, но полностью различных метода про-
верки: функциональная проверка модели и статистическая проверка.
Функциональная проверка стремится исследовать изменчивость резуль-
тата воспроизводимой модели (например, перенос растворенных веществ
в почве) при специфическом применении. Изменчивость или стабиль-
ность результатов модели является критерием недостоверности или дос-
товерности ПТФ. Статистическая проверка применяется при проверке
точности прогнозирования (т.е. качества модели) с помощью среднеквад-
ратической ошибки или коэффициента детерминации, и при оценке ста-
бильности полученных коэффициентов регрессии с помощью методики
двойной кросс-проверки. При оценке адекватности модели с помощью
критерия Фишера (F) оценивается достоверность отличия разброса по-
грешностей модели от разброса экспериментальных данных, вызванных
природными причинами или особенностями методов измерений. Рассчи-
танный F-критерий сравнивают с табличной величиной F при принятом
уровне значимости, и если полученная величина явно меньше критиче-
ской, то модель считают адекватной.
XI.5.2. Метод искусственных нейронных сетей
Искусственные нейронные сети (ИНС) становятся обычным инстру-
ментом для моделирования сложных зависимостей «ввода -- вывода»
ввиду их способности подражать поведению комплексных систем. В ос-
нове ИНС лежат «организационные» принципы, свойственные мозгу че-
ловека. Подобно биологической нейронной системе искусственная ней-
ронная сеть является вычислительной системой с огромным числом парал-
лельно функционирующих простых процессоров -- нейронов, которые ре-
гулярным образом организованы в слои. По элементам входного сенсорно-
го слоя нейронная сеть принимает информацию и затем, пропуская эту
информацию через скрытый уровень, генерирует выходные сигналы.
Существует много типов соединений между нейронами, и, как след-
ствие, много типов возможных нейронных сетей. Самым распространен-
ным видом сети является многослойный перс
ептрон, который имеет
структуру прямой передачи сигнала и не имеет никаких обратных связей
или параллельных соединений в пределах слоя нейронов (рис. XI.2).
Именно этот вид ИНС наиболее часто используется, чтобы выразить
комплексные зависимости между гидрофизическими и традиционными
почвенными свойствами, т.е. построить педотрансферные функции
(Pachepsky et. al., 1996; Schaap et. al., 1998).
В процессе функционирования ИНС нейрон получает входные сигна-
лы (значения переменных либо выходные сигналы других нейронов сети)
по нескольким каналам. Каждый входной сигнал проходит через соеди-
нение, имеющее определенную интенсивность w (или вес); этот вес соот-
ветствует синаптической активности биологического нейрона. С каждым
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
324
нейроном связано определенное пороговое значение T. Вычисляется
взвешенная сумма входов S, из нее вычитается пороговое значение и в
результате получается величина активации нейрона. Затем сигнал акти-
вации преобразуется с помощью функции активации f (или передаточной
функции) и в результате получается выходной сигнал нейрона y. Чаще
всего нейроны в скрытых и выходных слоях имеют сигмоидальную
функцию активации, а нейроны входа -- линейную. После последователь-
ной передачи сигналов через нейроны промежуточных и выходного сло-
ев, т.е. когда вся сеть отработает, выходные значения элементов послед-
него слоя принимаются за выход всей сети в целом.
Рис. XI.2. Структура и схема функционирования многослойного персептрона
Рассмотрим основные шаги построения ИНС.
1. Выбор входных переменных -- исключительно важный этап при
построении нейронной сети. Имеет смысл произвести предварительный
отбор переменных, используя знания в предметной области и стандарт-
ные статистические критерии. Сложность соединений в ИНС препятству-
ет прямой статистической оценке важности входных параметров, поэто-
му сначала включают все переменные, которые могут повлиять на ре-
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 325
зультат, а затем поочередно их сокращают, удаляя одну из входных пе-
ременных и сравнивая точность нейронной сети до и после удаления.
Средства программных пакетов по ИНС (например, Propagator компании
ARD Corporation, STATISTICA Neural Networks компании StatSoft и др.)
позволяют распознавать значимые входные переменные и эксперименти-
ровать с их различными комбинациями.
2. Затем наступает выбор начальной конфигурации сети. Сеть может
иметь много скрытых уровней, поэтому определение числа промежуточ-
ных слоев и элементов в них является важным вопросом при ее конст-
руировании. Начальная конфигурация сети выбирается случайным обра-
зом. В качестве начального приближения берут один промежуточный слой,
а количество нейронов в нем находят опытным путем по величине средне-
го геометрического нейронов на уровнях ввода и вывода. В работах по
нейроинформатике система обозначений I--H--R часто используется, чтобы
представить сеть с I нейронами на уровне входа, H нейронами на скрытом
уровне, и R нейронами на уровне выхода, так пример 5--3--1 ИНС с прямой
передачей сигнала показан на рисунке XI.3 (Wösten et. al., 2001).
Скрытые
нейроны
Вых одные
нейроны
Входные
нейроны
1
12345
2
1
1e
x
p21
.
5
0
00
.
9
7
8
10
.
4
4
1
00
.
0
1
7
40
.
9
4
7
73
.
5
7
6
7
xxxxx
y
2
12345
2
1
1e
x
p20
.
0
5
8
10
.
1
1
0
70
.
0
1
9
70
.
0
6
9
70
.
0
8
4
30
.
9
9
4
6
xxxxx
y
12345
3
2
1
1e
x
p20
.
6
5
9
30
.
1
2
6
60
.
0
4
6
30
.
2
3
1
40
.
1
1
9
31
.
0
1
4
9
xxxxx
y
25.26
1 13.68
C
x
19.54
2 23.94
S
x
1.01
3 0.89
OM
x
1.48
4 0.131
x
0.659
5 0.182
x
123
0.5061 10.5410 3.3366 6.1419
Zy yy
33 28.24 10.00 z
Рис. XI.3. Структура ИНС для предсказания водоудерживающей способности
почвы от содержания глины C, песка S, органического вещества OM (%), общей
плотности почвы ρ (г/см3) и χ (отношение ЕКО к С) при потенциале почвенной
влаги --33 кПа (θ33) (Wösten et. al., 2001)
3. После того, как определено число слоев и число элементов в каж-
дом из них, необходимо найти значения для весов и порогов сети, кото-
рые бы минимизировали ошибку прогноза, выдаваемого сетью. Сущест-
венная особенность нейронных сетей состоит в том, что зависимость ме-
жду входными и выходными данными находится в процессе обучения
сети с помощью алгоритмов обучения (наиболее известным является ме-
тод обратного распространения). Процесс представляет собой подгонку
модели, которая реализуется сетью, к подобранным пользователем набо-
рам обучающих данных -- шаблонам. Ошибка для конкретной конфигу-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
326
рации сети определяется путем прогона через сеть всех имеющихся на-
блюдений и сравнения реально выдаваемых выходных значений с желае-
мыми (целевыми) значениями. В качестве функции ошибок чаще всего
берется сумма квадратов ошибок (все ошибки выходных элементов для
всех наблюдений возводятся в квадрат и затем суммируются) или сред-
неквадратичная ошибка (сумма квадратов ошибок нормируется на число
наблюдений и переменных, после чего из нее извлекается квадратный
корень). Условием остановки процесса обучения является прохождение
определенного количества этапов итерации, либо когда ошибка достиг-
нет некоторого заданного пользователем уровня. Если в очередном экс-
перименте наблюдается «недообучение» (сеть не выдает результат при-
емлемого качества) или «переобучение» (чересчур точная аппроксимации
в процессе обучения), рекомендуется попробовать поэкспериментировать
с конфигурацией сети, добавляя или удаляя промежуточные нейроны или
слои. Если сеть обучена хорошо, она приобретает способность моделиро-
вать (неизвестную) функцию, связывающую значения входных и выход-
ных переменных, и впоследствии такую сеть можно использовать для
прогнозирования в ситуации, когда неизвестны выходные значения.
Таким образом, преимущества ИНС по сравнению с регрессионными
методиками заключаются в их способности имитировать поведение
сложных систем, варьируя силу влияния узлов сети друг на друга, и из-
меняя структуру взаимосвязи между компонентами. Теоретически искус-
ственные нейронные сети могут аппроксимировать любую непрерывную
функцию (если есть достаточное количество уровней, нейронов, и взаи-
мосвязей), и поэтому исследователю нет необходимости заранее прини-
мать какие-либо гипотезы относительно модели. Кроме того, ИНС справ-
ляются с «проклятием размерности», которое не позволяет моделиро-
вать линейные зависимости в случае большого числа переменных. Одна-
ко существенным недостатком нейронных сетей является то обстоятель-
ство, что они представляют собой «черный ящик», и знания в виде не-
скольких сотен весовых коэффициентов, полученных с ее помощью, не
поддаются анализу и интерпретации. При таком подходе главное -- прак-
тический результат, т.е. точность прогнозов, -- а не на суть механизмов,
лежащих в основе явления.
XI.5.3. Метод группового учёта аргументов
Будучи мощным инструментом аппроксимации, искусственные ней-
ронные сети, однако, имеют недостаток во встроенном математическом
аппарате, не позволяющем ограничивать количество входных параметров
или отсеивать наименее важные из них. Поэтому выгодно отличаются
методы получения ПТФ, которые не принимают окон чательный тип за-
висимости, пока возможно производить отсев наименее значимых из об-
щего числа входных параметров. Один из таких математических инстру-
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 327
ментов -- метод группового учета аргументов (МГУА), который относит-
ся к методам искусственного интеллекта и теории самоорганизации и
является мощным инструментом для описания сложных связей между
предикторами и переменными отклика (Ивахненко, 1981; Farrow, 1984).
МГУА сочетает в себе преимущества регрессионного анализа и ис-
кусственных нейронных сетей и поэтому широко применяется в мире при
помощи разработанных в США и Европе коммерческих программных
пакетов: NeuroShell2 (Ward Systems Group, Іnc), ModelQuest (AbTech
Corp.), ASPN (Barron Assocіates Co.), KnowledgeMіner (DeltaDesіgn
Software) и многих других, которые содержит широкий спектр алгорит-
мов для решения разных задач, включая параметрические (полиномиаль-
ные) алгоритмы, и непараметрические алгоритмы (кластеризация, ком-
плексирование аналогов, ребинаризация и вероятностные алгоритмы).
Выбор алгоритма для практического использования зависит как от точ-
ности и полноты информации, представленной в выборке эксперимен-
тальных данных, так и от вида решаемой задачи. Будучи итерационным
методом, МГУА близок к методу выбора лучшей регрессии, однако от-
личается от него целесообразной организацией поиска оптимальной
структуры модели. Алгоритмы решения автоматически находят оптималь-
ную для каждой выборки модель с помощью полного перебора всех воз-
можных моделей-кандидатов, оценивают ее по заданному критерию на
независимой подвыборке данных, интерпретируют взаимосвязи в данных и
выбирают эффективные входные переменные.
Большинство алгоритмов МГУА используют полиномиальные опор-
ные функции. Общая связь между входными и выходными переменными
находится в виде функционального ряда Вольтерра, дискретный аналог
которого известен как полином Колмогорова-Габора:
0
11
11
1
1
,
MM
MM
M
M
ii
i
jij
i
j
ki jk
ii
ji
j
k
yaa
x
a
x
x
ax
x
x
(XI.23)
где
12M
Xx
,
x,
.
.
.
,
x -- вектор входных переменных; 12
(,,
.
.
.
,)
M
Aaa a --век-
тор коэффициентов слагаемых. Сложность структуры модели оценивает-
ся по числу используемых членов полинома. Переборная процедура со-
стоит в расчете критерия при постепенном изменении структуры модели.
В качестве примера рассмотрим комбинаторный алгоритм МГУА,
который имеет многорядную итерационную структуру. Входная выборка
данных делится на две части. Приблизительно две третьих точек относят
к обучающей подвыборке, а одна треть точек, которые остались (таким
образом -- каждая третья точка) формируют проверочную подвыборку.
Обучающая выборка используется для получения оценок коэффициентов
полинома, а проверочная подвыборка используется для выбора структу-
ры оптимальной модели, для которой внешний критерий принимает наи-
меньшие значения.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
328
Полный перебор проводится на группах моделей одинаковой слож-
ности. На первом ряду перебору подлежат все модели простейшей струк-
туры вида:
01
i
yaa
x
, i=1,2,....,N
(XI.24)
и выбирается некоторое количество K лучших по критерию моделей.
На втором ряду перебираются модели более сложной структуры, по-
строенные для выходных переменных лучших моделей первого ряда:
012
ij
yaa
xa
x
, i=1,2,....,K;j=1,2,....,N; K≤N. (XI.25)
На следующем этапе перебору подлежат еще более сложные струк-
туры и так далее. Наращивание рядов продолжается до тех пор, пока
снижается значение минимума критерия.
Для получения ПТФ применяют программные пакеты (например,
ModelQuest), которые используют линейные комбинации входных пере-
менных и квадратические или кубические многочлены двух-трех незави-
симых переменных. Весь набор данных делится на обучающую и прове-
рочную подвыборки в пропорции, определенной пользователем (реко-
мендуют отношение 3:1). Как исходные входные переменные, так и пе-
ременная вывода подвергаются стандартизации, чтобы иметь нулевое
среднее значение и единичную дисперсию, а затем стандартизированные
переменные участвуют в формировании сети. Для отсеивания новых пе-
ременных и остановки повторений используются заданные пользовате-
лем критерии. После нескольких итерационных шагов МГУА производит
иерархическую сеть параболических регрессий, которая: 1) с хорошей
точностью описывает зависимость между исходными входными и вы-
ходными параметрами; 2) включает только исходные входные перемен-
ные, связанные с выходом; 3) имеет относительно небольшое количество
коэффициентов по сравнению с параболическими регрессиями, вклю-
чающими все входные переменные.
На рисунке XI.4 показаны пример приложения пакета ModelQuest по
разработке ПТФ на основе базы данных USDA-NRCS для оценки водо-
удерживающей способности почв Штата Оклахома (США) при давлении
почвенной влаги --33 кПа и --1500 кПа (Pachepsky & Rawls, 1999). При
создании модели авторы использовали один итерационный шаг для θ33 и
два итерационных шага для θ1500. В качестве лучших предсказателей водо-
удерживающей способности при матричном потенциале --33 кПа алгоритм
МГУА выбрал содержание глины, плотность почвы, и отношение χ
(ЕКО/содержание глины). Для оценки θ1500, алгоритм создал вспомогатель-
ную переменную z1, которая объединила содержание глины, песка, органи-
ческого вещества, плотность почвы, отношение χ при давлении --33 кПа, а
затем скомбинировал переменную z1 с отношением χ.
Наряду с регрессионными методами и нейронными сетями алгорит-
мы МГУА являются подходящим инструментом для исследования зави-
симостей между основными почвенными и почвенно-гидрологическими
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 329
свойствами. Однако при значительном варьировании входных парамет-
ров внутри базы данных использование одного и того же уравнения ПТФ
для всего информационного хранилища является некорректным. Пред-
почтительнее подразделить всю выборку данных на некоторое количест-
во однородных частей и для них построить соответствующие модели
восстановления гидрофизических свойств, т.е. провести предваритель-
ную группировку данных, принципы которой были нами ранее рассмот-
рены в разделе XI.3. Методы исследования, направленные на раскрытие
структуры данных могут быть полезными в таких случаях.
глина, % (С)
песок, % (S )
ограническое
в-во, % (OM)
плотность
почвы, г/см 3 ( )
ЕКО/глина ( )
гравий, % (CFR)
x 1 =(C -25.3)/13.7
x 2 =(S -19.5)/23.9
x 3 =(OM-1.00)/0.89
x 4 =( -1.48)/0.13
x1
x2
x3
x4
x5
x6
z1 = 0.306
+0.936*x 1
+0.171*x 5
-0.310*x 1 2
-0.083*x 4 2
-0.112*x4*x5
+0.016*x 1 3
+0.003*x 5 3
-0.077x12*x5
33 = 0.283+0.01*z1
(a)
(б)
глина, % (С )
песок, % (S )
ограническое
в-во, % (OM)
плотность
почвы, г/см 3 ( )
ЕКО/глина ( )
гравий, % (CFR)
x 1 =(C -25.3)/13.7
x 2 =(S -19.5)/23.9
x 3 =(OM-1.00)/0.89
x 4 =( -1.48)/0.13
x 5 =( -0.65)/0.18
x 6 =(CFR -2.39)/7.75
x1
x2
x3
x4
x5
x6
z1 = 0.949*x 1
-0.183*x 2
-0.057*x 3
-0.155*x 4
-0.163*x 5
ЕКО/глина ( ) x 5 =( -0.65)/0.18
x5
z2 = 0.347
+1.120*z 1
-0.020*x 5 2
-0.054*z 1 2
1500 = 0.159+0.079*z2
x 6 =(CFR -2.39)/7.75
x 5=( -0.65)/0.18
Рис. XI.4. Схема получения ПТФ методом МГУА для оценки водоудерживающей
способности почвы при матричных потенциалах: (а) --33 кПа (θ33) и (б) --1500 кПа
(θ1500) (Pachepsky & Rawls, 1999)
XI.5.4. Деревья решений
Деревья решений (или деревья принятия решений) являются одним
из наиболее популярных подходов к решению задач Data Mining, направ-
ленных на раскрытие структуры данных. Этот метод может быть приме-
нен не только к количественным, но и к качественным категориям поч-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
330
венной информации. В почвоведении широкое применение деревья ре-
шений получили при экологических исследованиях (Baker, 1993), для
оценки качества земель и гидрофизических почвенных свойств (van
Lanen et. al., 1992; McKenzie & Ryan, 1999).
Деревья решений отлично справляются с задачами классификации,
т.е. отнесения объектов к одному из заранее известных классов, при этом
целевая переменная должна иметь дискретные значения. Если же она
имеет непрерывные значения, деревья решений позволяют устанавливать
зависимость целевой переменной от независимых (входных) переменных,
т.е. решать задачи регрессии. Наиболее популярным программным обес-
печением для получения педотрансферных функций посредством этого
метода являются SPLUS (Mathsoft), SAS, некоторые модули пакета
STATISTICA (StatSoft).
Среди неоспоримых достоинств деревьев решений можно выделить
быстрый процесс обучения, интуитивно понятную классификационную
модель, высокую точность прогноза (сопоставимую с традиционными
статистическими методами и нейронными сетями), построение непара-
метрических моделей. Во многих случаях методы деревьев решений
имеют преимущество по сравнению с другими методами моделирования,
так полученная модель может быть легко представлена графически и в
виде совокупности правил.
Метод создает иерархическое, последовательное строение классифи-
цирующих правил типа «если... то...» (if - then), имеющее вид дерева.
Дерево решений состоит из узлов, где производится проверка условия, и
листьев -- конечных узлов дерева, указывающих на класс (узлов реше-
ния). Наиболее близкая и понятная аналогия деревьев решений -- дерево
каталогов, отображаемое, например, проводником Windows (каталоги --
узлы, а файлы -- листья). Для того чтобы решить, к какому классу отнести
некоторый объект или ситуацию, требуется ответить на вопросы, стоя-
щие в узлах (вершинах) этого дерева, начиная с его корня. Вопросы име-
ют вид «значение параметра A>B?». Если ответ положительный, осуще-
ствляется переход к правому узлу следующего уровня, если отрицатель-
ный -- то к левому узлу; затем снова следует вопрос, связанный с соответ-
ствующим узлом.
На сегодняшний день существует значительное число алгоритмов по-
строения деревьев решений, действие которых базируется на применении
методов регрессионного и корреляционного анализа (например, C4.5,
NewId, ITrule, CHAID, CN2). Один из самых популярных алгоритмов это-
го семейства -- классификационные и регрессионные деревья, или сокра-
щенно CART (Classification and Regression Trees) -- основан на разделении
данных в ветви дерева; при этом дальнейшее деление той или иной ветви
зависит от того, много ли исходных данных описывает данная ветвь.
Процедура ветвления производится на основе наиболее высокого для
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 331
описываемых ветвью данных коэффициента корреляции между парамет-
ром, согласно которому происходит разделение, и параметром, который в
дальнейшем должен быть предсказан (Breiman et. al., 1984).
Основные этапы построения деревьев решений включают: выбор
критерия атрибута, по которому пойдет разбиение, остановка обучения и
отсечение ветвей. Для построения дерева на каждом внутреннем узле
необходимо найти такое условие (проверку), которое бы разбивало мно-
жество, ассоциированное с этим узлом на подмножества. Для классифи-
кационных задач алгоритм CART использует статистический критерий
согласия -- так называемый индекс Gini, который оценивает «расстояние»
между распределениями классов:
2
()1 ,
j
j
Gini c
p
(XI.26)
где c -- текущий узел, а pj -- вероятность класса j в узле c.
В случае непрерывных зависимых переменных (задачи регрессии) в
качестве критерия согласия используется стандартное отклонение.
Песок (Пк)
Суглинистый песок (СП)
Опесчаненный суглинок (ОС)
Суглинок (С)
Пылеватый суглинок (ПС)
Опесчаненный глинистый суглинок (ОГС)
Пыль (П)
Глинистый суглинок (ГС)
Пылевато-глинистый суглинок (ПГС)
Опесчаненная глина (ОГ)
Пылеватая глина (ПГ)
Глина (Г)
Органический углерод (ОУ) <2.1
ОУ<4.2
С, ПС, ОГС,
П,ГС,ОГ ПГС,ПГ,Г
Да Нет
ПГС ПГ, Г
С, ОГС,
ОГ
ПС, П, ГС
ОУ<8.5
Да Нет
С
ГС
ОГ
ПС
ОГС
ГС
П
С
ОГ
ПС
ОГС
П
ОУ<1.7 ОУ<1.5
Да Нет Да Нет
ОУ<4.2
ПГГ
Да Нет
ОУ<4.8
Да Нет
П,СП ОС
ОУ<7.7
Да Нет
П
СП ОС
ОУ<1.1
Да Нет
ПСП
[1]
10.8
(5.6)
273
[2]
15.1
(6.6)
540
[3]
20.4
(5.7)
1393
[4]
24.4
(7.5)
469
[5]
28.0
(10.5)
393
[6]
35.0
(13.7)
111 [7]
39.4
(11.9)
61
[8]
54.9
(15.1)
13
[9]
27.2
(5.3)
1445
[10]
30.5
(6.6)
730
[11]
31.5
(5.0)
1719
[12]
33.8
(6.2)
1207
[13]
35.3
(9.5)
231
[14]
39.3
(10.2)
172
[15]
38.3
(11.1)
39
[16]
46.4
(11.8)
82
[17]
36.1
(5.2)
965
[18]
54.8
(6.9)
6
[19]
39.7
(5.7)
461
[20]
42.6
(6.8)
877
[1] - номер группы
10,8 - среднее содержание объемной влаги
(5.6) - стандартное отклонение внутри группы
273 - число образцов в группе
Да Нет
Рис. XI.5. Регрессионное дерево для оценки влияния текстурных классов и со-
держания органического углерода на водоудерживание почвы при матричном
потенциале --33 кПа (Rawls et. al., 2004)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
332
На рисунке XI.5 визуально представлен один из алгоритмов регрес-
сионных деревьев для оценки влияния почвенных свойств на водоудер-
живающую способность при различных матричных потенциалах почвен-
ной влаги (Rawls et. al., 2004). Применение методики позволило обнару-
жить авторам скрытые зависимости в базе данных и предварительно
ранжировать почвенные свойства в качестве входных переменных ПТФ.
Показано, что содержание органического углерода является важным
свойством, улучшающим оценку водоудерживающей способности почвы
от текстурных классов при давлении почвенной влаги --33 кПа.
Пример. Использование ПТФ для расчета ОГХ почвы.
Исходной информацией к расчету служат данные гранулометриче-
ского состава, плотности, пористости и содержания органического угле-
рода горизонта В2 дерново-подзолистой почвы лизиметра №7 Почвенно-
го стационара МГУ (таблица XI.5). Для сопоставления результатов рас-
чета с экспериментальными данными приведены ОГХ, полученные в по-
левых условиях синхронным измерением влажности и давления влаги, а
также данные лабораторных определений на капилляриметре и над на-
сыщенными растворами стандартных солей (табл. XI.6 и табл. XI.7).
Таблица XI. 5
Исходные данные к расчету ОГХ методом ПТФ
обозначение
физическая величина
значение
диаметр фракций гранулометрического состава по Н.А. Качинскому
1
<1 мкм
0.312
2
1-5 мкм
0.041
3
5-10 мкм
0.088
4
10-50 мкм
0.363
5
50-250 мкм
0.131
6
250-1000 мкм
0.065
диаметр фракций гранулометрического состава по FAO
ил
<2 мкм
0.322
пыль
2-50 мкм
0.482
песок
>50 мкм
0.196
дополнительные данные
плотность почвы, г/см3
1.480
пористость, см3/см3
0.487
С
содержание органического углерода, г/г
0.0158
Согласно разным классификациям по гранулометрическому составу
выбранная почва относится: к суглинкам тяжелым по Н.А. Качинскому; к
пылевато-глинистым суглинкам по международной FAO; к среднедис-
персной по упрощенной FAO.
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 333
Начнем с расчета ПГК. Для этого, используя данные таблицы XI.1,
вычислим значения влажности для соответствующих значений pF. Ана-
логичные расчеты ПГК выполним по формулам (XI.19) и (XI.20). Резуль-
таты расчетов представим в виде графиков зависимости давления влаги,
выраженного в pF от влажности почвы (рис. XI.6).
Таблица XI.6
Аппроксимационные коэффициенты модели ОГХ ван Генухтена
метод расчета
s, см3/см3 r, см3/см3
, 1/см
n
UNSODA
0.43
0.089
0.010
1.23
HYPRES
0.392
0.010
0.0249 1.169
по формулам (XI.15--XI.18) 0.452
0.010
0.0225 1.118
Таблица XI.7
Измеренные и рассчитанные по формуле ван Генухтена ОГХ дерново-
подзолистой почвы
полевой
лабораторный UNSODA HYPRES расчет по
XI.15--XI.18
pF
,
см3/см3 pF
,
см3/см3
,
см3/см3
,
см3/см3
,
см3/см3
4.450 0.104 4.450 0.122
0.182
0.136
0.216
4.170 0.118 2.720 0.267
0.317
0.256
0.338
2.707 0.224 2.680 0.327
0.321
0.259
0.341
2.340 0.254 2.340 0.365
0.357
0.292
0.370
2.170 0.271 1.980 0.412
0.390
0.326
0.399
1.000 0.325 1.680 0.445
0.409
0.350
0.419
1.330 0.464
0.421
0.371
0.435
,см3/см3
0.10 0.15 0.20 0.25 0.30 0.35 0.40 0.45 0.50
pF
0
1
2
3
4
5
-1
-2
-3
-4
-5
-6
-7
-8
Рис. XI.6. Измеренные и рассчитанные методом ПТФ ОГХ дерново-подзолистой
почвы. 1 -- полевые, 2 -- лабораторные данные, 3 -- метод Гупты и Ларсона, 4 --
метод Ролса, (5 -- 7) -- модель ван Генухтена: 5 -- UNSODA, 6 -- HYPRES, 7 -- расчет
по формулам (XI.15--XI.18); 8 -- расчет ПГК по формулам (XI.19--XI.20)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
334
Для расчета ОГХ с помощью аппроксимационной зависимости ван
Генухтена найдем по таблицам XI.3--XI.4 и рассчитаем, пользуясь фор-
мулами XI.15--XI.18 значения эмпирических коэффициентов s, r, и n.
Далее вычислим значения влажности почвы при pF, заданных в лабора-
торном опыте. Результаты расчетов представим в графическом (рис. XI.6)
и табличном виде (табл. XI.3).
Для сравнения методов расчета проанализируем полученные резуль-
таты. Как следует из рисун ка XI.6 между полевым (1) и лабораторным (2)
графиками ОГХ существуют большие расхождения. Они достигают 0.15
см3/см3 в нижней части ОГХ, причем полевая кривая смещена по отно-
шению к лабораторной в область низких значений влажности. Различия
во влажности уменьшаются до 0.02 см3/см3 с увеличением давления влаги
от pF=2.72 до 4.45. Эту особенность гидрофизических характеристик
следует учитывать при оценке точности расчетных методов, принимая во
внимание, что большинство ОГХ тестируется на данных лабораторных
определений.
Рассмотрим результаты расчетов в порядке возрастания номеров на
рис. XI.6. Методы Гупты-Ларсона (3) и Ролса (4) сильно завышают значе-
ния влажности во всем диапазоне значения давления влаги. Лучшие ре-
зультаты получены в расчете влажности по модели ван Генухтена с ис-
пользованием коэффициентов из базы данных UNSODA (5) и вычисленных
по формулам XI.15--XI.18 (вариант 7). Качество воспроизведения лабора-
торной кривой этими методами можно считать удовлетворительными в
капилляриметрическом диапазоне давлений влаги. В области больших зна-
чений pF погрешность расчета возрастает до 0.06--0.09 см3/см3. Качествен-
но иные результаты получены при использовании базы данных HYPRES (6)
и расчете ПТФ по регрессионным уравнениям XI.19 и XI.20 (вариант 8).
Оба метода точно воспроизводят верхнюю часть экспериментальных гра-
фиков и усредняют нижнюю часть лабораторной и полевой ОГХ.
Обсуждая возможность применения тех или иных методов, не следу-
ет забывать конечной цели расчета. Если полученные ОГХ предполагает-
ся использовать в расчетах водного режима, то лучше использовать ме-
тоды, соответствующие вариантам (6) и (8). Если же цель расчета -- со-
поставление гидрофизических характеристик почв разного грануломет-
рического состава в капилляриметрическом диапазоне давления влаги, то
лучшими следует признать методы, соответствующие вариантам (5) и (7)
на рисунке XI.6. Приведенный анализ не может дать окончательных ре-
комендаций к использованию перечисленных методов, и в каждом кон-
кретном случае выбор остается за пользователем.
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 335
Литература
Воронин А.Д. Структурно-функциональная гидрофизика почв. М.: Изд-во
МГУ, 1984.
Глобус А.М. Общесоюзный банк почвенно-гидрофизической информации
как инструмент системного подхода к моделированию агросистем. Исполь-
зование методологической системы анализа при управлении агроэкосисте-
мами. Л.: Гидрометеоиздат, 1987.
Губер А .К., Шеин Е.В., Пачепский Я.А., Rawls W.J. Влияние
гранулометрического и агрегатного состава почвы на почвенно-
гидрологические константы. Сборник докладов Международной научно-
практической конференции, 10-12 сентября 2002 г, Курск.
Дембовецкий А.В. Основная гидрофизическая характеристика: связь с
почвенными константами и расчет по физическим свойствам. Канд. дисс.
биол. наук, Москва, МГУ.
Ивахненко А.Г. Индуктивный метод самоорганизации моделей сложных
систем. Киев: Наукова думка, 1981.
Николаева С.А. и др. Моделирование режима влажности чернозема
обыкновенного мицелярно-карбонатного. Почвоведение, 1988, №1.
Пачепский Я.А., Щербаков Р.А., Вараллия Г., Ражкай К. Стати-
стический анализ связи водоудерживания с другими физическими свойства-
ми почвы. Почвоведение, 1982, № 2.
Шеин Е.В., Дембовецкий А.В., Губер А.К. Педотрансфункции: по-
лучение, обоснование и использование. Почвоведение, 1999, №11.
Шеин Е.В. Курс физики почв. М. Изд-во Моск. университета, 2005, с. 169.
Ali M.H., Biswas T.D. Soil water retention and release as related to mineral-
ogy of soil clays. Proc. 55th Indian Sci. Congr. 3, 1968.
Arya L.M., Paris J.F., 1981. A physicoempirical model to predict soil mois-
ture characteristics from particle-size distribution and bulk density data. SSSAJ,
v.45.
Arya L.M., Davidson S.A., Richter J.C., Hildreth W.W., 1982.
Comparative tests of soil California. 28 Nov. - 3 Dec.
Baker F.A., 1993. Classification and regression tree analysis for assessing haz-
ard of pine mortality caused by Heterobasidion annosum. Plant Dis. 77.
Bathke G.R., Cassel. D.K., 1991. Anisotropic variation of profile character-
istics and saturated hydraulic conductivity. Soil Sci. Soc. Am. J. 55.
Batjes N.H., 1996. Development of a world data set of soil water retention prop-
erties using pedotransfer rules. Geoderma 71
Baumer G.W., Brasher B.R., 1982. Prediction of Water Contents at Selected
Suctions. , ASAE Paper No. 82-2590. American Society for Agricultural Engineer-
ing, St Joseph, MI.
Baumer O., Kenyon P., Bettis J., 1994. MUUF v. 2.14 User's Manual.
USDA, ARS, Grassland Soil and Water Research Lab, Tempe, TX.
Bloemen G.W., 1980. Calculation of hydraulic conductivities from texture and
organic matter content. Z. Pflanzenernahr, Bodenkd. 143.
Bouma J, van Lanen J.A.J., 1987. Transfer functions and threshold values:
From soil characteristics to land qualities. Proceedings of the International Work-
shop on Quantified Land Evaluation.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
336
Bouma J ., 1989. Using soil survey data for quantitative land evaluation // Adv.
Soil Sci. Vol. 9.
Breiman L., Freidman J., Olshen R., Stone C ., 1984. Classification and
Regression Trees. Wadsworth and Brooks/Cole, Monterey, CA.
Bruand A., Duval O., Gaillard H., Darthout R., Jamagne M. , 1996.
Variabilite des proprietes de retention en eau des sols, importance de la densite ap-
parante. Etude et Gestion des Sols 3, 27-40.
Campbell G.S., 1985. Soil Physics with BASIC: Transport Models for Soil-
Plant System. Elsevier, New York.
Carsel R.F., Parrish R.S., 1988. Developing joint probability distributions of
soil water retention characteristics. Water Resour. Res., v.24.
Cosby B.J., Hornberger G.M., Clapp R.B., Ginn T.R. , 1984. A statis-
tical exploration of the relationship of soil moisture characteristics to the physical
properties of soil. Water Resour. Res. 20.
Draper N.R., Smith H., 1981. Applied Regression Analysis. J. Wiley, New
York.
Farlow S.J., 1984. (ed.), Self-organizing Methods in Modeling (Statistics: Text-
books and Monographs, vol.54), Marcel Dekker Inc., New York and Basel.
Franzmeier D.P., 1991. Estimation of hydraulic conductivity from effective
porosity data for some Indiana soils. Soil Sci. Soc. Am. J. 55.
Furnival G.M., Wilson R.W., 1974. Regression by leaps and bounds. Tech-
nometrics 16.
Gupta S.C., Larson W.E., 1979. Estimating soil water retention characteris-
tics from particle size distribution, organic mater content, and bulk density. Water
Resour. Res., v.15.
Haverkamp R., Parlange J - Y., 1986. Predicting the water retention curve
from particle-size distribution: I . Sandy soils without organic matter. Soil Sci., v.
142.
Kern J.S., 1995. Evaluation of Soil Water Retention Models Based on Basic Soil
Physical Properties. Soil Sci. Soc. Am. J. v. 59.
Klute A. , 1982. Tillage effect on the hydraulic properties of soil, A review. In:
Am. Soc. Agron. Spec. Publ. No. 44. Predicting Tillage Effects on Soil Physical
Properties and Processes. ASA, SSA, Madison, Wl.
Leij F. , Alves W.J., van Genuchten M.Th., Williams J.R., 1996.
The UNSODA Unsaturated Soil Hydraulic Database. User's Manual Version 1.0.
EPA/600/R-96/095. National Risk Management Laboratory, Office of Research
and Development, Cincinnati, OH.
Lilly A., 1997. A description of the HYPRES database (Hydraulic properties of
European Soils). In: Bruand, A., Duval, O., Wösten, J.H.M., Lilly, A. (Eds.). The
Use of Pedotransfer Functions in Soil Hydrology Research. Proceedings Second
Workshop of the Project Using Existing Soil Data to Derive Hydraulic Parameters
for Simulation Modelling in Environmental Studies and in Land Use Planning. Or-
leans, France, 10-12 October 1996.
McKenzie N.J., Smetten K.R.J., Ringrose- Voase A.J., 1991. Evalua-
tion of methods for inferring air and water properties of soils from field morphol-
ogy. Aust. J. Soil Res. 29.
Глав а XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций почв 337
McKenzie N.J., Ryan P.J., 1999. Spatial prediction of soil properties using
environmental correlation. Geoderma 89, pp. 67-94.
Mualem Y., 1976. A new model for predicting the hydraulic conductivity of un-
saturated porous media. Water Resour. Res., № 12.
Nemes A., Wösten J.H.M., Lilly A., Oude Voshaar J.H., 1999.
Evaluation of different procedures to interpolate particle-size distributions to
achieve compatibility within soil databases. Geoderma 90.
Nemes A., 2002. Unsaturated soil hydraulic database of Hungary: HUNSODA.
Agrokémia és Talajtan. 51(1-2).
Pachepsky Ya.A. , Timlin D., Varallyay G., 1996. Artificial neural net-
works to estimate soil water retention from easily measurable data. Soil Sci. Soc.
Am. J. 60.
Pachepsky Ya.A. , Rawls W.J., Gimenez D., Watt J.P.C., 1998. Use
of soil penetration resistance and group method of data handling to improve soil
water retention estimates. Soil Till. Res. 49.
Pachepsky Ya.A., Rawls W.J., 1999. Accuracy and reliability of pedotrans-
fer functions as affected by grouping soils. Soil Sci. Soc. Am. J. 63.
Pachepsky Ya.A., Rawls W.J. (Eds), 2004. Development of Pedotransfer
Functions in Soil Hydrology. Developments in Soil Science 30 Elsevier, Amsterdam.
Puckett W.E., Dane J.H., Hajek B.F., 1985. Physical and mineralogical
data to determine soil hydraulic properties. Soil Sci. Soc. Am. J. 49.
Rajkai K., Varailyay G., 1992. Estimating soil water retention from simpler
properties by regression techniques. In: van Genuchten, M.Th., Leij, F.J., Lund, L.J.
(Eds.). Methods for Estimating the Hydraulic Properties of Unsaturated Soils. Pro-
ceedings of the International Workshop on Indirect Methods for Estimating the Hy-
draulic Properties of Unsaturated Soils, Riverside, California, 11-13 October 1989.
Rawls W.J., Brakensiek D.L., Saxton K.E., 1982. Estimation of soil wa-
ter properties. Trans. ASAE, v.25.
Rawls W.J., Gish T.J., Brakensiek D.L., 1991. Estimating soil water re-
tention from soil physical properties and characteristics. Adv. Soil Sci., v. 16.
Rawls W.J., Nemes A., Pachepsky Ya., 2004. Effect of Soil Organic
Carbon on Soil Hydraulic Properties. In: Pachepsky, Ya., Rawls, W.J. (Eds.). De-
velopment of Pedotransfer Functions in Soil Hydrology. Developments in Soil
Science 30 Elsevier, Amsterdam.
Rhodenburg H., Diekriigger B., Bork H.R., 1986. Deterministic hydro-
logical site and catchment models for the analysis of agroecosystems. Catena 13.
Richards L.A., 1931. Capillary conduction of liquids through porous mediums.
Physics, v. 1.
Schaap M.G., Leij F.L., van Genuchten M.Th., 1998. Neural network
analysis for hierarchical prediction of soil hydraulic properties. Soil Sci. Soc. Am. J. 62.
Schuh W.M., 1992. Calibration of soil hydraulic parameters through separation
of subpopulations in reference to soil texture. Proc. Int. Workshop, Inderect meth-
ods for estimation the hydraulic properties of unsaturated soils. Univ. Of Califor-
nia, Riverside, CA.
USDA Natural Resource Conservation Service, 1994. National Soil
Pedon Database, Lincoln, NE.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
338
Van Genuchten M.Th., 1980. A Closed form equation for predicting the hy-
draulic conductivity of unsaturated soils, SSSAJ, vol. 44.
Van Genuchten M.Th., Leij F.J., 1992. On estimating the hydraulic prop-
erties of unsaturated soils. In: Van Genuchten M.Th., Leij F.J. , Lund, L.J. (Eds.),
Indirect Methods for Estimating the Hydraulic Properties of Unsaturated Soils.
University of California, Riverside, CA.
Van Lanen H.A.J., van Diepen C.A.J., Reinds G.J., de Koning G.
H.J., 1992. A comparison of qualitative and quantitative physical land evalua-
tions, using an assessment of the potential for sugar-beet growth in the European
Community. Soil Use Manag. 8.
Vereecken H., 1992. Derivation and validation of pedotransfer functions for
soil hydraulic properties. Indirect methods for estimating the hydraulic properties
of unsaturated soils.
Vereecken H., Herbst M., 2004. Statistical Regression. In: Pachepsky, Ya.,
Rawls, W.J. (Eds.). Development of Pedotransfer Functions in Soil Hydrology.
Developments in Soil Science 30 Elsevier, Amsterdam.
Williams J., Ross P., Bristow K., 1992. Prediction of the Campbell water
retention function from texture, structure, and organic matter. In: van Genuchten,
M.Th., Leij, F.J., Lund, L.J. (Eds.). Indirect Methods for Estimating the Hydraulic
Properties of Unsaturated Soils. Proceedings of the International Workshop on In-
direct Methods for Estimating the Hydraulic Properties of Unsaturated Soils, Riv-
erside, California, 11-13 October 1989.
Wösten J.H.M., Schuren C.HJ.E., Bouma J., Stein A., 1990. Func-
tional sensitivity analysis of four methods to generate soil hydraulic functions. Soil
Sci. Soc. Am. J., 54.
Wösten J.H.M., Finke P.A., Jansen M.J.W., 1995. Comparison of class
and continuous pedotransfer functions to generate soil hydraulic characteristics.
Geoderma, v. 66.
Wösten J.H.M., Lilly A., Nemes A., Le Bas C . , 1999. Development
and use of a database of hydraulic properties of European soils. Geoderma 90.
Wösten J.H.M., Pachepsky Ya.A., Rawls W.J., 2001. Pedotransfer
functions: bridging the gap between available basic soil data and missing soil hy-
draulic characteristics. J. Hydrol., 251.
Zeiliguer A.M., Pachepsky Ya.A., Rawls W.J., 2000. Estimating water
retention of sandy soils using the additivity hypothesis. Soil Sci. 165.
ГЛАВА XII
ГИДРОХИМИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПОЧВ
Теория
XII.1. Уравнение конвективно-диффузионного переноса
В почве под действием различных сил постоянно происходят явления
перемещения воды и веществ. Основные процессы, определяющие дви-
жение веществ в поровом пространстве почвы, -- это конвективный пере-
нос, сорбция, диффузионный массоперенос и дисперсионный перенос.
Конвективным переносом называется принудительное движение веще-
ства потоком движущейся воды. Он происходит в пространстве почвы,
заполненном водой, и обусловлен, прежде всего, скоростью движения
раствора. Поэтому, эту составляющую переноса записывают обычно в
виде:
,,
cxt
cxt
θV
tx
,
(XII.1)
где -- объемная влажность почвы в долях единицы, с -- концентрация
растворенного вещества, t -- время, x -- координата, в направлении кото-
рой происходит перенос (в дальнейшем, в формулах t и x опустим) и V --
скорость потока раствора. Именно конвективный перенос свойственен
растворенным веществам, переносимым свободным потоком речных вод.
В условиях почвенной среды для описания конвективного переноса
необходимо использовать истинную скорость раствора, зависящую от
пористости почвы. Это связано с тем, что конвективный поток будет
происходить только через сечение открытых пор. Принимая в первом
приближении, что отношение суммарной площади сечения открытых пор
к площади сечения всей системы в целом равняется активной пористости
почв, истинная скорость раствора в условия полного насыщения почвы
равна UV
ε
, где -- активная пористость среды для данного раствора,
выраженная в долях единицы. Если почва не насыщена влагой, то вели-
чина активной пористости будет уменьшаться в соответствие со сниже-
нием влажности (см. Главы VII и IX -- ОГХ, функция влагопроводности).
Соответственно будет происходить и снижение скорости конвективного
переноса растворенных веществ потоком влаги. Тем не менее, именно
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
340
конвективный перенос, как правило, является основной составляющей в
процессе переноса веществ в почве.
Кроме конвективного переноса веществ в почвах всегда существует и
другой механизм переноса, связанный с молекулярной диффузией. Мо-
лекулярная диффузия -- это распространение веществ в результате тепло-
вого (броуновского) движения в соответствии с градиентом концентра-
ции в направлении перпендикулярном воображаемой поверхности разде-
ла. Математически в свободном объеме воды она оценивается в соответ-
ствие со вторым законом Фика как произведение коэффициента диффу-
зии и градиента концентрации:
2
m2
cc
θD
t
x
,
(XII.2)
где Dm -- коэффициент молекулярной диффузии [см2/сут]. Остальные обо-
значение те же. Скорость диффузионного переноса зависит от концен-
трации, состава раствора и от внешних условий. Для коэффициентов
диффузии электролитов в водных растворах (самодиффузии) имеются
достаточно подробные данные. Например выяснено, что при невысоких
значениях концентраций растворов солей NaCl, KCl, KJ (до 10 г/л) при
температуре 25С, независимо от состава соли и концентрации, коэффи-
циент диффузии может приниматься равным 2.16 см2/сут (Огильви, Фе-
дорович, 1964). При других значениях температуры коэффициент диффу-
зии в водных растворах может быть рассчитан по формуле:
2.3 lg
0.0265 25
25
Dt
t
D
(XII.3)
Значения коэффициентов диффузии наиболее распространенных со-
единений в среднем сравнительно близки, находясь в пределах одного
порядка, и выражаются зависимостью n10-5 см2/с (Зверев, 1982).
В условиях почвенной среды коэффициент молекулярной диффузии,
как и в случае конвективного потока, зависит от свойств почвы, в частно-
сти от активной пористости, снижаясь в различных грунтах до
0.04--0.1см2/сут (Брилинг, 1967). А при уменьшении температуры на 8С
падает еще на 10-15%. Коэффициент молекулярной диффузии по Шеста-
кову (1985) в дисперсных породах определяется по формуле
a0
m
D χηnD
, где -- извилистость путей фильтрации, которую можно
принять для почв равной 0.25, -- тормозящее действие двойного элек-
трического слоя, составляющий 0.5 для моренных и лессовидных суглин-
ков, D0 -- коэффициент диффузии иона в свободном растворе (Брилинг,
1985).
Исследованию влияния влажности почв на диффузию ионов посвя-
щено много работ. Было установлено, что при влажностях почв равных
или больше максимальной молекулярной влагоемкости (ММВ) движение
макроколи честв анионов имеет диффузионный характер. Причем при
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
341
значениях влажности выше влажности завядания (ВЗ) коэффициент диф-
фузии линейно зависит от объемной влажности почвы (Пакшина, 1980).
При низких значениях влажности почв меньше величины максимальной
гигроскопической (МГ) перемещение анионов (ионов хлора) прекращает-
ся. Можно допустить, что диффузия анионов имеет место, когда переме-
щение молекул воды осуществляется в жидкой фазе (т.е. вода является
средой, ее содержание во много превосходит содержание иона). Если же
перемещение молекул воды происходит в виде пара, то диффузия ионов
прекращается. Вследствие значительного варьирования коэффициента
молекулярной диффузии в почвенных растворах, связанных с влажно-
стью и строением порового пространства, было введено понятие коэффи-
циента эффективной диффузии (Dэ). Соотношение коэффициентов эф-
фективной и молекулярной диффузии обычно выражают показательной
функцией:
э
exp ,
m
DD
a
b
(XII.4)
где Dэ -- коэффициент эффективной диффузии, -- объемная влажность
почвы, a и b -- эмпирические коэффициенты. Проверка уравнения (XII.4)
на почвах разного гранулометрического состава показала, что при значе-
нии b=10, коэффициент а меняется от 0.001 до 0.005 (для песчаного суг-
линка и глины) в диапазоне значений влажности, соответствующем ин-
тервалу давления влаги от pF 1.48 до 4.18. На практике редко учитывают
влияние гранулометрического состава на величину Dэ, ограничиваясь
лишь учетом влажности почвы:
э() m
DD
.
(XII.5)
Явление молекулярной диффузии ввиду малых значений коэффици-
ента Dm=0.2
0.001 см2/сут заметно в условиях медленного перераспре-
деления почвенной влаги, например, при локальном внесении удобрений
в равномерно увлажненную почву. В практически водонепроницаемых
глинистых грунтах диффузионный перенос может явиться единственным
способом передвижения растворов (Бриллинг, 1967). Однако в природе
такие условия встречаются крайне редко, и конвективный перенос на
порядки превышает молекулярный.
Практически всегда при передвижении растворов (конвекция) имеет-
ся перепад концентрации на границе вода-раствор (диффузия растворен-
ного вещества). Поэтому фронт движущегося раствора не имеет четко
выраженных границ, и оказывается не резким и размытым.
Передвижение растворов в пористых средах, таких как почва, являет-
ся еще более сложным процессом, а фронт движущегося раствора более
размыт, даже с учетом явления молекулярной диффузии. На направление
и скорость перемещения веществ оказывает влияние специфическое
свойство почв -- структура порового пространства.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
342
Впервые на это явление обратил внимание Слихтер, который при
изучении движения грунтовых вод использовал электролит и наблюдал
постепенное возрастание концентрации индикатора вниз по потоку
(ссылка по Бэру и др., 1971). Лабораторные фильтрационные опыты на
колонках почвы впервые были проведены в России А.Н. Остряковым
(1912). Он промывал почву растворами различной концентрации и анали-
зировал порции фильтрата, поступающие с нижней границы колонки.
Остряков отметил, что в исследованных почвах (песчаная аллювиальная,
серая лесная, чернозем) перемешивание тем больше, чем длиннее путь
фильтрации и выше скорость движущегося раствора. На основании этих
опытов, а также последующими экспериментами Л.П. Розова,
Г.М. Меерсона, И.Н. Антипова-Каратаева и др., было установлено, что
распределение движущегося иона в поровом пространстве связано с его
сложной траекторией движения, вызванной извилистостью и пересечен-
ностью порового пространства почвы.
Поровое пространство почв имеет сложную форму с влагопроводя-
щими путями, весьма далекими от цилиндрических капилляров. Предста-
вим, что в почве имеются крупные прямолинейные и тонкие извилистые
поры. Ионы, передвигающиеся в крупных капиллярах, будут достигать
нижней границы почвы раньше движущихся в более тонких и извили-
стых порах. Кроме того, скорость движения раствора максимальна в цен-
тре поры и минимальна у стенок, что связано с влиянием поверхности
почв и наличием двойного электрического слоя, оказывающего тормозя-
щее действие на перемещение растворов. В результате в поровом про-
странстве почв возникают процессы местного микромасштабного пере-
мешивания растворов. В почве имеют место и макроструктурные явле-
ния, приводящие к изменению скорости движения раствора -- это различ-
ная водопроницаемость в слоистых и трещиноватых почвах и грунтах,
наличие в почве кротовин и пустот.
Таким образом, при движении растворенных веществ в пористых
средах, таких как почва, наблюдаются следующие явления:
-- нет четкой границы между поступающим раствором и почвенной
влагой, происходит «размыв» фронта движущегося раствора;
-- при движении происходит непрерывное перемешивание раствора и
почвенной влаги, в результате образуется расширяющаяся зона диспер-
сии (зона смешивания, переходная зона, шаг смешения);
-- интенсивность изменения концентрации индикатора больше в на-
правлении движения потока по сравнению с направлением, перпендику-
лярным движению (Бэр и др., 1971);
-- явление перемешивания или «размыва» фронта движущегося рас-
твора тем сильнее, чем выше скорость потока и большая дифференциа-
ция размеров пор.
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
343
Перераспределение веществ в почвенном растворе, вызванное слож-
ностью строения порового пространства, неоднородностью скоростей
потока в порах различного диаметра и формы называется дисперсией
(механической дисперсией, конвективной диффузией). Размыв фронта
движущегося раствора по своему внешнему проявлению подобен дейст-
вию молекулярной диффузии, т.к. и в том, и в другом случае перенос
растворенного вещества происходит против градиента концентрации. Это
позволило описать перемешивание раствора уравнением аналогичным
первому закону Фика с заменой коэффициента молекулярной диффузии
Dm на Dh, названным коэффициентом механической или гидродинамиче-
ской дисперсии. Многочисленные эксперименты по определению коэф-
фициента гидродинамической дисперсии показали, что на величину Dh
наибольшее влияние оказывает скорость движения потока в порах и
структурное строение почвы. Полученное для расчета Dh уравнение:
n
h
D
(XII.6)
включает два параметра: -- коэффициент, учитывающий дисперсию
скорости потока в порах разного размера, называемый параметром гид-
родинамической дисперсии почвы или шагом смешения [см, м]; показа-
тель степени n, зависящий от степени агрегированности почвы.
Величину можно определить как элементарную ячейку смешива-
ния. Поэтому она возрастает с увеличением неоднородности упаковки
почвенных частиц (Чураев, Ильин, 1967). Эксперименты по определению
шага смешения, проводимые в почвах и грунтах, показали значительный
разброс этой величины -- от 0.2 см в песках до десятков километров при
переносе веществ в ландшафте. Однако в среднем шаг смешения в образ-
цах модельных сред (песок, стеклянные шарики, смесь песка и глины)
порядка 10-1 -- 100 см; для насыпных образцов почв -- 100 -- 101 см, и для
почвенных монолитов -- порядка 101 (Пачепский, 1990). Эксперименты,
проведенные И.П. Айдаровым (1985), показывают, что параметр нели-
нейно возрастает с утяжелением гранулометрического состава почвы от
значения 0.06 см в песках до 50 см в тяжелых суглинках и не зависит от
концентрации и скорости фильтрации растворов.
Исследованиями Л.П. Корсунской (1997) установлено, что параметр n
варьирует от 1.20 до 1.35 в черноземах, от 1.17 до 1.60 в дерново-
аллювиальных и от 1.30 до 1.52 в серых лесных почвах. Однако на прак-
тике определение зависимости параметра n от скорости движения потока
является трудоемким и дорогостоящим, поэтому в большинстве случаев n
принимают равным единице
Коэффициенты эффективной диффузии и гидродинамической дис-
персии часто объединяют в один параметр D* -- коэффициент конвектив-
ной диффузии:
ээ
+=+
h
DDDD
(XII.7)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
344
Таким образом, явление перемещения вещества в пористом про-
странстве в результате действия механизмов механической и молекуляр-
ной диффузии получило название гидродинамической дисперсии, пере-
нос растворенных веществ в почве называют конвективно-
дисперсионным, а уравнение его оп исывающее -- уравнением конвектив-
но-дисперсионного переноса (КДП):
2
2
(,)
cc
c
θD
θVJ
x
t
tx
x
,
(XII.8)
где J(x, t) -- член, характеризующий возникновение или потребление ми-
гранта, или, как иногда говорят, «источник/сток». Это связано с тем, что
движущееся вещество может потребляться растениями, выпадать в оса-
док, -- в этом случае перед этим членом будет стоять минус. Напротив,
когда исследуемое вещество будет появляться в почвенном растворе,
например, за счет процессов растворения, -- член J(x, t) будет положи-
тельным. Если происходит сорбция вещества, то в уравнение переноса
мигранта следует ввести концентрацию вещества в адсорбированной фа-
зе (S, моль/г). В итоге, уравнение (XII.8) будет выглядеть следующим
образом:
()
(,)
b
ρS θc
c
θD Vc Jxt
tx
x
, (XII.9)
где b -- плотность почвы [г/см3].
Доля молекулярной диффузии в конечном проявлении процесса раз-
мыва фронта движущегося раствора на многие (5--8) порядки ниже, чем
действие гидродинамического механизма. Поэтому, нередко явление мо-
лекулярной диффузии не учитывают при оценке переноса веществ в ре-
альных почвах.
При исследовании движения вещества возникают вопросы, связан-
ные со свойствами самого вещества. Существует ряд нейтральных, кото-
рые могут служить метками движения собственно влаги (радионуклеиды,
водорастворимый крахмал). Но практически все растворенные вещества в
той или иной мере обладают сорбцией: положительной или отрицатель-
ной в зависимости от заряда иона. Поэтому пространство, по которому
движется вещество, может быть большим (отрицательная сорбция) или
меньшим (положительная сорбция), чем в котором происходит движение
влаги. В первом случае происходит отталкивание ионов (анионов) от сте-
нок почвенных пор, т.к. поверхность твердой фазы почв носит преиму-
щественно отрицательный заряд, и вещество движется в средней части
пор, где скорость движения максимальная. Здесь имеется некий объем
порового пространства почв, получивший название нерастворяющего
объема, в котором не наблюдается перемещения отрицательно заряжен-
ных частиц. Величину нерастворяющего объема принято определять по
иону хлора. Она зависит от концентрации раствора, т.к. при увеличении
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
345
отрицательно заряженных частиц в поровом растворе почв происходит
сжатие двойного электрического слоя. Это ведет к уменьшению значения
нерастворяющего объема и к увеличению пространства, по которому
происходит перемещение хлорид-иона. Если исследуемое вещество сор-
бируется почвой, то его перенос замедляется (например, ионы калия, на-
трия). Поэтому для описания сорбции иона можно использовать уравне-
ние зависимости концентрации иона в растворе (или в сорбированном
состоянии) от времени или изотермы сорбции вещества. Обычно это де-
лают с помощью уравнения кинетики нулевого, 1-го, 2-го или n-го по-
рядков. Остановимся на определении основной экспериментальной кривой
для расчета гидрохимических параметров, так называемой «выходной кри-
вой», -- зависимости концентрации иона-метки (например, иона Cl) в выте-
кающем из почвы растворе от времени или от количества смен порового
раствора (относительного времени, безразмерного времени, или такта).
XII.2. Фильтрационный эксперимент по получению «выходной
кривой»
Традиционно лабораторные дина-
мические эксперименты проводят на
почвенных колонках, аналогично опы-
там Острякова.
Для этого на один конец почвенной
колонки (на входе) обычно под напором
подают дистиллированную воду, а на
другом конце (на выходе) фиксируют
скорость фильтрации (рис. XII.1). После
установления постоянной скорости
фильтрации воды доводят напор до ну-
ля и резко, не разрывая сплошности по-
тока, подают раствор вещества опреде-
ленной концентрации. На выходе про-
водят измерения содержания вещества в
непрерывном режиме или в порциях
фильтрата.
Эксперимент можно проводить в
режиме засоления или промывки почвы, возможен вариант последова-
тельного засоления и промывки почвенного образца, в таком случае го-
ворят о режиме пульсации. Данные экспериментального определения
концентрации вещества в вытекающем растворе принято представлять в
виде выходных кривых (break-through curve) (Шеин и др., 2000).
Наиболее простой вариант представления выходной кривой -- в инте-
гральном виде в координатах «относительная концентрация иона на
нижней границе почвенной колонки» -- «время». Относительная концен-
Рис. XII.1. Схема фильтраци-
онной установки для получе-
ния выходных кривых
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
346
трация равна отношению концентрации вещества в порциях фильтрата к
концентрации вещества в подаваемом на поверхность почвенной колонки
растворе. Эксперимент обычно прекращают после установления посто-
янной концентрации на выходе, равной концентрации на входе, т.е. при
величине относительной концентрации равной единице. Такой способ
выражения позволяет судить об интенсивности процессов перемещения
веществ во времени, он уместен при исследовании переноса различных
веществ в одной и той же почвенной колонке (рис. XII.2, а). Однако этот
вариант представления данных является не всегда удобным при сравни-
вании полученных экспериментальных материалов, т.к. вид выходной
кривой зависит от установившейся скорости фильтрации раствора в ко-
лонке, которая можно значительно варьировать даже в пределах одного
почвенного горизонта. Поэтому применяют безразмерное время опыта --
«Такт », который представляет собой количество смен порового раствора
и рассчитывается как отношение количества профильтровавшегося рас-
твора к объему пор в почвенной колонке (рис. XII.2, б). То есть, такт ра-
вен единице при одноразовой смене порового раствора в образце.
Рис. XII.2. Графики типичных «выходных кривых».
Следует учитывать, что ион-метка может содержаться в почве до на-
чала фильтрационного эксперимента, например, в концентрации сi:
0
i
i
cc
ccc
(XII.10)
В этом виде относительная концентрация (c*) аналогична выражению
относительной концентрации с/с0.
Вид выходной кривой дает качественную информацию к анализу
процессов, происходящих при движении иона-метки в почвенной колон-
ке. Типизация выходных кривых на обширном экспериментальном мате-
риале и опубликованных данных была проведена Л.П. Корсунской (1997)
и включает 6 типов кривых. Обратимся к рис. XII.2 для анализа харак-
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
347
терных графиков выходной кривой. Идеальный случай поршневого вы-
теснения почвенной влаги из единичного капилляра постоянного по дли-
не диаметра поступающим солевым потоком показан на рисунке (рис.
XII.2, а). Новый раствор полностью замещает старый без перемешивания
и диффузионного взаимодействия, поэтому график выходной кривой
имеет ступенчатый вид. В случае нескольких капилляров приблизительно
равного диаметра выходная кривая приобретает более симметричную
плавную S-образную форму (рис. XII.2, б), асимметрия которой возраста-
ет с увеличением различий диаметров и протяженности (или извилисто-
сти) капилляров (рис. XII.2, в). Сорбция переносимого вещества твердой
фазой почвы приводит к задержке поступления химиката в фильтрат
(рис. XII.2, д), тогда как отрицательная адсорбция или выталкивание
анионов к ускорению переноса вещества, проявляющемуся в смещении
влево графика «выходной кривой» (рис. XII.2, г). Кривые (рис. XII.2, е)
встречаются в хорошо агрегированных почвах, где доминирует перенос
по макропорам и трещинам, и внутриагрегатное поровое пространство
практически не взаимодействует с движущимся потоком вещества.
Рассмотрим построение и анализ выходных кривых на примерах.
Пример 1.
По результатам фильтрационного эксперимента на насыпных поч-
венных колонках горизонта В1 серой лесной почвы были построены вы-
ходные кривые в координатах «относительная концентрация вещества на
выходе» -- «время» (рис XII.3, а). В качестве иона-метки был использован
Рис. XII.3. Выходные кривые хлорид-иона горизонта В1 серой лесной почвы в
координатах: а) «относительная концентрация -- время»; б) «относительная кон-
центрация» -- «Такт».
хлорид-ион. Полученный график свидетельствует о том, что существует
значительный разброс в скорости фильтрации. В одном из вариантов для
установлен ия постоянной концентрации на выходе потребовалось в 2.5
раза больше времени, чем в 2-х других вариантах. Это дает возможность
высказать предположение о различиях в интенсивности переноса иона в
поровом пространстве почвенных колонок. Однако данное утверждение
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
348
нельзя подкрепить построенным графиком выходных кривых 1 вида, т.к.
эксперименты велись на разных колонках с различной плотностью почв.
В общем случае, скорость перемещения хлорид-иона будет зависеть от
фильтрационных свойств почв. Построение выходных кривых в коорди-
натах «относительная концентрация иона на выходе» -- «такт» (рис. XII.3,
б) позволяет провести сравнительный анализ объектов с различной
фильтрационной способностью свидетельствует о хорошей воспроизво-
димости эксперимента.
Пример 2.
На рис XII.4 изображены выходные кривые для серой лесной почвы
Владимирского ополья. В качестве сравнения приведены идеализирован-
ные кривые: 1 -- поршневого вытеснения солевого раствора и 2, 3 -- сим-
метричн ые S-образные кривые.
Рис. XII.4. Основные типы выходных кривых для серой лесной почвы
Кривая (1) характеризует явление вытеснения влаги раствором веще-
ства в единичном капилляре постоянного диаметра без процесса диффу-
зии. Поэтому интегральная выходная кривая представляет собой сту-
пеньку (рис. XII.4, а). В дифференциальном виде кривая поршневого вы-
теснения раствора в единичном капилляре представляет собой скачок кон-
центрации от 0 до 1 при такте равном 1, в дальнейшем никаких изменений
в скорости концентрации не происходит (рис XII.4, б). Описывается урав-
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
349
нением конвективного переноса (XII.1). Однако вероятность осуществле-
ния такого процесса в почве или другой пористой среде равна нулю.
Кривая (2) представляет симметричную S-образную линию и иллю-
стрирует массоперенос в единичном капилляре с учетом процесса диф-
фузии вещества. Ширина купола в дифференциальной кривой характери-
зует интенсивность диффузии. Для описания процесса переноса вещества
необходимо значение молекулярной диффузии (уравнение XII.2). В по-
ристых средах с набором пор одинакового диаметра кривая будет сим-
метрично растягиваться относительно Т=1, а в дифференциальном виде --
увеличиваться ширина купола. С ростом диапазона пор изменение кон-
центрации на выходе колонки будет уже соответствовать кривой 3. В
этом случае перенос будет описываться конвективно-дисперсионным
уравнением (XII.7), и появится новый параметр -- шаг смешения.
Однако в реальности картина выходных кривых будет сложнее, и, как
правило, выходные кривые не будут представлять собой симметричные
линии. Это связано как со строением порового пространства почвы, так и
с характеристиками вещества-метки. Выходные кривые 4 и 5 были полу-
чены для насыпной почвенной колон ки. Образец был взят из горизонта
В1 серой лесной почвы Владимирского ополья, лабораторный фильтра-
ционный эксперимент велся с применением 1 М раствора КCl. Наблюда-
лось интенсивное последовательное возрастание концентрации хлорид-
иона (кривая 4) и при такте равном 2.7 концентрация иона на выходе ста-
ла равна концентрации на входе. Выходная кривая иона хлора иллюстри-
рует отрицательную сорбцию мигранта, поэтому наблюдается смещение
графика влево. Для описания переноса хлорид-иона в пористой среде
наряду с коэффициентом гидродинамической дисперсии необходимо
учесть отрицательную сорбцию аниона, или нерастворяющий объем влаги.
Выходная кривая иона калия (5) оказалась значительно смещена
вправо, происходило взаимодействие мигранта с твердой фазой почвы
(сорбция) и задержка вещества. При положительной сорбции вещества
почвой в уравнение переноса иона будет входить константа сорбции.
Нужно отметить, что для сорбирующихся веществ симметричная форма
дифференциальной кривой свидетельствует о необходимости определе-
ния линейной константы сорбции. Если наряду с запаздыванием наблю-
дается асимметрия и длинный хвост кривой, то процесс сорбции имеет
нелинейный характер и может быть описан уравнением кинетической
сорбции.
Кривые 6, 7 встречаются в почвах, где выражена трещиноватость и
макропористость, а участие тонких пор минимально. Действительно, в
представленном рисунке кривая 6 была получена для хлорид-иона моно-
лита серой лесной почвы. Она смещена влево от выходной кривой насып-
ного образца, хлор наблюдался уже в первых порциях фильтрата, а вырав-
нивание концентрации произошло на такте равном 1.5; но затем потребо-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
350
валось значительное время для достижения значений концентрации пода-
ваемого раствора. Это свидетельствует об устойчивых путях фильтрации в
монолите, которые были разрушены в насыпном образце. Именно по этим
путям происходил основной массоперенос, затем подключались более тон-
кие поры монолита, и требовалось увеличение времени эксперимента. Бо-
лее сложная картина наблюдалась для хлорид-иона в полевых условиях
(кривая 7), когда с помощью лизиметрической установки на глубине 50 см
отбирались порции фи льтрата. В этом случае происходил проскок хлорид-
иона по крупным порам, и наблюдалось резкое возрастание концентрации
в первых порциях фильтрата. В дальнейшем, так же как и для монолита,
происходило разбавление фильтрата растворами из более тонких пор, в
которых скорость перемещения раствора ниже. Поэтому наблюдалось че-
редование этапов увеличения и снижения концентрации иона. В отличие от
полевого опыта в лабораторных экспериментах все дифференциальные
кривые имели пилообразный пульсирующий характер, поэтому были про-
ведены процедуры аппроксимации и сглаживания для возможности срав-
нения полученных результатов.
Таким образом, вид выходной кривой позволяет дать качественную
информацию о явлениях переноса веществ в пористой почвенной среде.
На основе такого рода кривых рассчитывают и коэффициент гидродина-
мической дисперсии, и шаг смешения, и коэффициент сорбции, и нерас-
творяющий объем. В основе этих расчетов лежат указанные уравнения
конвективно-дисперсионного переноса, которые решаются с помощью
так называемого приема приведения уравнения к стандартному виду.
Методика определения и расчеты.
Отбор почвенных образцов, подготовка к эксперименту
Для проведения эксперимента необходимо иметь данные о плотности
твердой фазы исследуемых образцов почвы.
Колонку снизу закрывают капроновой сеткой во избежание потерь
почвы при фильтрации и взвешивают (р1). Образец почвы естественного
или нарушенного сложения помещают в цилиндр таким образом, чтобы
оставить незаполненной верхнюю часть колонки на 1--2 см. В полевых
условиях при отборе монолитов необходимо добиться целостности об-
разца. В зависимости от задач исследования производят выбор участка,
аккуратно ножом срезают почву, формируя монолит высотой 3--5 см,
диаметр которого на 0.5--1 см больше цилиндра, осторожно насаживают
цилиндр на монолит, срезая цилиндром излишки почвы. Затем, посте-
пенно срезая ножом почву и равномерно углубляя цилиндр, отбирают
монолит. На цилиндр рекомендуется наклеить этикетку, на которой, кро-
ме необходимых данных об образце, будут указаны верхняя и нижняя
границы почвенного монолита. Монолит необходимо герметично упако-
вать, и при транспортировке избегать тряски. Если фильтрационный экс-
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
351
перимент планируется провести через некоторое время, то отобранный
образец рекомендуется хранить в холодильнике.
При отборе насыпных образцов при полевой влажности цилиндр ос-
торожно набивают средним образцом почвы таким образом, чтобы плот-
ность почвы в колонке была близка значению плотности в естественном
состоянии. Условия транспортировки и хранения образцов почвы при
естественной влажности такие же, как и в случае с монолитом.
При работе с уже отобранными насыпными образцами почв цилиндр
заполняют средним образцом нерастертой воздушно-сухой почвой, по-
стукивая по колонке. В случае нескольких повторностей рекомендуется
добиться близких значений плотности почв во всех вариантах для луч-
шей воспроизводимости опыта.
Проведение фильтрационного эксперимента
Вместе с подготовкой почвенных колонок необходимо определить
влажность почвы. В полевых условиях одновременно с отбором образцов
взять навески на влажность и взвесить монолит при естественной влаж-
ности. В лабораторных условиях -- определить гигроскопическую влаж-
ность почвы.
Почвенные колонки взвесить (р2), определить длину (L) и диаметр
(d). Верхнюю и нижнюю границы почвенных монолитов предварительно
отпрепарировать во избежание закупорки пор. На поверхность почвы
рекомендуется положить кружок фильтровальной бумаги во избежание
размыва почвы и разрушения агрегатов при поступлении раствора на по-
верхность почвенной колонки. Рассчитывают объем почвы в колонке,
абсолютно-сухой вес, плотность и порозность почвы.
Перед экспериментом образец увлажняют до полной водовместимо-
сти (рис. XII.5). Для этого за несколько дней до проведения опыта (для
суглинистых почв при длине колонки 10 см требуется 1--2 суток, при
длине колонки 25 см -- 4 и более суток) цилиндр ставят на влажный песок
для капиллярного насыщения почвенной колонки (следить по увлажне-
нию фильтровальной бумаги).
Рис. XII.5. Насыщение почвенной колонки до полной влагоемкости
В день эксперимента в химический стакан, высота которого равна
или больше длины колонки (рис. XII.5) устанавливают образец и осто-
рожно наливают дистиллированную воду (уровень 1 см). После того как
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
352
уровень воды перестанет снижаться, доливают воду, увеличивая уровень
на 1-2 см. Процедуру повторяют до тех пор, пока влага не достигнет по-
верхности почвенной колонки, т.е. уровень воды в стакане должен сов-
пасть с уровнем почвы. Это необходимо для полного насыщения порово-
го пространства почвы водой без образования защемленного воздуха.
Почвенную колонку устанавливают на штатив и подают на поверх-
ность почвы воду. На верхней границе колонки создают уровень воды
равный 1 см, который поддерживают на протяжении всего опыта (рис.
XII.1). На первом этапе эксперимента определяют скорость фильтрации,
регистрируя количество вытекающей воды с нижней границы почвенной
колонки. Измерения проводят в течение 20 минут, каждые 5 минут опре-
деляя объем фильтрата. При необходимости (очень медленная или быстрая
фильтрация) возможно увеличение или уменьшение времени регистрации.
После установления постоянной скорости фильтрации прекращают
подачу воды, дают влаге достигнуть поверхности почвы, и не допуская
вхождения в почвенную колонку воздуха, сразу единовременно ступень-
кой подают 0.05 М раствор хлорида кальция (или хлорида калия), созда-
вая и в дальнейшем постоянно поддерживая уровень 1 см. Собирают
порции фильтрата в стеклянные бюксы, точно фиксируя время выхода
каждой порции. Расчет порции фильтрата должно вестись из следующих
соображений: 1) количество порций фильтрата, суммарный объем кото-
рых соответствует величине общей пористости (или значению такта)
должно быть не менее 3-5; 2) объем порции должен позволить провести
измерение активности (концентрации) раствора. Данные эксперимента
записывают в таблицу XII.1. Рассчитывают коэффициент фильтрации
воды и раствора через почвенную колонку, результаты также заносят в
таблицу XII.1.
Таблица XII.1
Форма записи результатов
Дата, № образца
Плотность твердой фазы s, г/см3
Вес пустого цилиндра с сеточкой р1, г
Вес цилиндра с влажной/воздушно-сухой почвой р2, г
Длина почвы в колонке L, см
Диаметр колонки d, см
Объем почвенной колонки V, см3
Плотность почвы в цилиндре b, г/см3
Порозность почвы в долях единицы
Влажность (полевая/гигроскопическая) почвы в цилиндре W, %
Вес абсолютно-сухой почвы р, г
Объем пор почвы в колонке Vпор, см3
Напор, см
Активность (концентрация) иона в подаваемом растворе 0 (с0), М
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
353
Продолжение таблицы XII.1
№
Интерва-
лы вре-
мени,
мин
Объем
фильтра-
та, мл
Показания
иономера,
mV
рСl ,М Т с,М /0
или
с/с0
п--п-1
0
или сп--с0
с0
1Н2О5
2
5
3
5
4
5
1 Р-р
10
2
10
..
10
..
10
n-1
10
n
10
Эксперимент ведут до тех пор, пока в фильтрате не установиться по-
стоянная концентрация, равная или близкая концентрации поступающего
на поверхность раствора. Полученные растворы можно анализировать
сразу или спустя некоторое время.
Определение активности/концентрации иона в порциях фильтрата
Определение содержания хлорид-ионов в порциях фильтрата можно
проводить аргентометрическим методом по Мору (Аринушкина, 1970)
или потенциометрическим методом с помощью ионоселективных элек-
тродов (Применение ион--селективных электродов в почвоведении
,
Москва-Новочеркасск, 1981). Потенциометрический метод позволяет
определить ак тивность хлорид--ионов в фильтратах, этого бывает доста-
точно для построения выходных кривых. Для этого необходимо сначала
построить градуировочный график по 3--4 стандартным растворам хло-
рида калия (КСl). Для построения графика проводят измерения ЭДС
стандартов ионоселективным электродом на хлорид-ион. Затем в спра-
вочных таблицах (табл. XII.2) находят величины рСl, соответствующие
значениям концентраций стандартных растворов, и строят график в ко-
ординатах «ЭДС цепи -- pCl», где pCl -- отрицательный логарифм актив-
ности хлора в чистом растворе, т.к. потенциал электрода выражается
формулой:
Е=Е0+0.058pCl.
Тангенс угла наклона полученного градуировочного графика должен
быть равным 0.580.8. Если полученный график не попадает под это тре-
бование, нужно проверить ионоселективный электрод и электрод сравне-
ния и при необходимости заменить.
Возможно представление выходных кривых в значениях активности.
Однако иногда требуется представить результаты в виде величин концен-
трации хлорид-иона в порциях фильтрата.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
354
Известно, что концентрация иона (с) связана с активностью () соот-
ношением:
,
c
(XII.11)
где -- коэффициент активности, зависящий от ионной силы раствора и
заряда иона.
Таблица XII.2
Значения коэффициента активности и активности хлорид-иона
в стандартных растворах хлорида калия
Концентрация КСl
в стандартных растворах, М Cl- (К+) Cl-( К+), М рСl (рК)
0.2000
0.718
0.1436
0.84
0.1000
0.770
0.0770
1.11
0.0500
0.816
0.0408
1.39
0.0100
0.902
0.0090
2.04
0.0050
0.927
0.0046
2.34
0.0010
0.965
0.0010
3.02
0.0005
1.000
0.0005
3.30
Так как хлор практически не образует ионных пар, можно перейти к
значению концентрации двумя способами:
1) Вычисляют коэффициент активности вещества по величине элек-
тропроводности (Бреслер и др., 1987). Для этого определяют электропро-
водность ( , мСм/см) растворов и рассчитывают значения ионной силы
по соотношению:
=0.0127
(XII.12)
По величине ионной силы находят в справочнике коэффициент ак-
тивности и рассчитывают концентрацию. Для ионов хлора и калия вели-
чины коэффициента активности в зависимости от ионной силы раствора
представлены в таблице XII.3 (Гороновский, 1974).
Таблица XII.3
Значения коэффициентов активности Сl- и К+ в зависимости от значений
ионной силы
Ионная сила, I 0.001 0.002 0.005 0.010 0.020 0.050 0.100 0.200
К+, Cl-, (М/л) 0.975 0.964 0.945 0.925 0.899 0.850 0.805 0.753
2) Проводят измерения активности и концентрации хлорид-иона в
одних и тех же растворах. Должен быть последовательно охвачен весь
диапазон возможных значений. Рекомендуемое число измерений -- не
менее 5 на каждый порядок. По полученным значениям строится график
зависимости концентрации от активности, который можно использовать
для определенного горизонта конкретной почвы. Величина угла наклона
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
355
в полученном графике фактически является неким усредненным значени-
ем коэффициента активности. Поэтому при использовании аналитическо-
го решения необходимо разбить график на диапазоны, для которых мож-
но вычислить требуемые уравнения зависимости концентрации хлорид-
иона от активности. Этот способ, хорошо зарекомендовавший себя в экс-
периментах на серых лесных и дерново-подзолистых почвах, удобен при
массовых определениях хлорид-иона на одном и том же объекте незасо-
ленной почвы.
Построение выходных кривых
Выходные кривые хлорид-иона строят в безразмерных координатах
концентрации и времени: (1) относительная концентрация от тактов; (2)
приращение концентрации иона от тактов. Для этого производят необхо-
димые расчеты и заполняют таблицу.
Расчеты
Коэффициент фильтрации рассчитывают следующим образом. На
первом этапе эксперимента с чистой водой (4 измерени я) находят сред-
нее количество профильтровавшегося раствора в минуту. При больших
отличиях первого измерения от последующих, первую цифру нужно от-
бросить. Полученное значение интенсивности тока делят на площадь по-
перечного сечения колонки и определяют количество раствора, проходя-
щего в единицу времени через единицу площади почвы (мл/мин см2) -- Q.
Это величина потока влаги в почвенной колон ке. Для определения коэф-
фициента фильтрации ее надо разделить на значение градиента фильтра-
ции. Если напор (величина столба воды на поверхности почвы) равен 1
см, а длина почвы в колонке L, то градиент будет равен:
1.
L
ΔL
Та-
ким образом, коэффициент фильтрации (в см/мин) равен:
фQ
КΔ
(XII.13)
Расчеты для выходной кривой
1) По значениям диаметра колонки и высоты почвы находят объем
почвы (V).
2) По весам пустой колонки (р1) и колонки с воздушно-сухой (или
влажной, если используется почвенный монолит) почвой (р2) определяют
вес воздушно-сухой (влажной) почвы. Используя предварительно опре-
деленную влажность (гигроскопическую или полевую) (W), рассчитыва-
ют вес абсолютно сухой почвы:
21
()
1
0
0
100
pp
P
+W
(XII.14)
3.) Рассчитывают плотность почвы в колонке:
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
356
bP
V
(XII.15)
4) Рассчитывают пористость почвы (в долях единицы):
sb
s
(XII.16)
5) Рассчитывают объем порового пространства почвы в колонке:
п
VV
(XII.17)
6) Величины тактов рассчитывают как отношение количества про-
фильтровавшего к данному моменту времени раствора к объему пор поч-
вы в колонке (Vп). Если объем порции фильтрата равен v, то такты после-
довательно рассчитываются:
п
n
n
TV
(XII.18)
Пример 3.
Для воздушно-сухого насыпного образца серой лесной почвы были
получены следующие исходные данные:
Диаметр колонки -- 4 см
Высота почвы в колонке -- 14.0 см
Вес пустой колонки -- 5.5 г
Вес воздушно-сухой (влажной) почвы с колонкой -- 181.4 г
Плотность тв. фазы (из предыдущих экспериментов) -- 2.5 г/см3
Был проведен фильтрационный эксперимент в лабораторных услови-
ях. Данные оп ыта записывались в первые четыре колонки таблицы. В те-
чение первых 5 минут установи лась постоянная скорость фильтрации,
причем первая порция фильтрата составила 8 мл, последующие три -- по 5
мл. Отбрасываем первую цифру и рассчитываем коэффициент фильтрации:
Кф=5 [мл]:12.56[см2]:5[мин]: 15/14 = 0.074 см/мин или 106.56 см/сут.
Проведем необходимые расчеты для построения выходной кривой.
1) Объем почвы V = 3.14 × 15.0 × 42/4 = 175.8.
2.) Вес абсолютно-сухой почвы:
21
()
1
0
0
pp
P 100+W
= (181.4 5.5)100
100 25
+.
= 171.6.
3.) Плотность почвы в колонке:
171.6
175.8
bP
V
= 0.98 г/см3.
4.) Порозность почвы (в долях единицы):
2.5 0.98 0.608
2.5
sb
s
.
5.) Объем порового пространства почвы в колонке:
п
VV
=175.8×0.608=106.9 см3.
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
357
6.) Значения тактов, если порции фильтрата составляют 10 мл, будут
равны:
Т1= 10/106.9= 0.09; Т2 = 20/106.9 = 0.19; Т3 = 30/106.9 = 0.28 ....
10 ....
106.9
nn
T
Полученные расчетные данные вносим в таблицу XII.4.
Таблица XII.4
Форма записи результатов
Дата, № образца
№1
1.07.2001
Плотность твердой фазы (известна из предыдущих
экспериментов)
s, г/см3
2.50
Вес пустого цилиндра с сеточкой
р1, г
5.5
Вес цилиндра с влажной/воздушно-сухой почвой
р2, г
181. 4
Вес влажной/воздушно-сухой почвой
р2 -- р1, г 181.4 -- 5.5=175.9
Длина почвы в колонке
L, см
14
Диаметр колонки
d, см
4
Объем почвенной колонки
V, см3 3.14×15.0×42/4 =
175.8
Плотность почвы в цилиндре
b, г/см3
0.98
Порозность почвы в долях единицы
0.608
Влажность (полевая/гигроскопическая) почвы
в цилиндре
W,%
2.5
Вес абсолютно-сухой почвы
р,г
171.6
Объем пор почвы в колонке
Vп, см3
106.9
Продолжение таблицы XII.4
Напор
1см
Активность (концентрация) иона в подаваемом растворе 0 (с0), М 0.04 (0.05)
№
Интервалы
времени,
мин
Объем
фильтрата,
мл
Показания
иономера,
mV рСl ,
Мс,МТ/0
или
с/с0
/0
или с/с0
1Н2О5
8
2
5
5.1
3
5
4.9
4
5
5
1 р-р 2.5
10
198 3.28 0.00 0.00 0.09 0.01 0.00 0.00
2
2.4
10
163 2.63 0.00 0.00 0.19 0.06 0.04 0.04
3
2.3
10
130 2.01 0.01 0.01 0.28 0.23 0.18 0.18
4
2.4
10
121 1.84 0.01 0.02 0.37 0.34 0.11 0.11
5
2.6
10
105 1.55 0.03 0.03 0.47 0.68 0.34 0.34
6
2.5
10
103 1.51 0.03 0.04 0.56 0.74 0.06 0.06
7
2.5
10
100 1.45 0.04 0.04 0.65 0.84 0.10 0.10
8
2.5
10
99 1.43 0.04 0.04 0.75 0.88 0.04 0.04
9
2.4
10
97 1.40 0.04 0.05 0.84 0.96 0.08 0.08
10
2.5
10
96 1.38 0.04 0.05 0.94 1.00 0.04 0.04
11
2.4
10
96 1.38 0.04 0.05 1.03 1.00 0.00 0.00
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
358
Для определения активности и концентрация хлорид-иона в порциях
фильтрата были проведены следующие определения. Построен градуиро-
вочный график 4 стандартным растворам хлорида калия в координатах в
координатах «ЭДС цепи» -- «pCl» (рис. XII.6.).
Рис XII.6. Градуировочный график для определения активности хлорид-иона
Тангенс угла наклона полученного графика составил 53.7, что свиде-
тельствует о правильности выполнения определений и исправности элек-
трода. По графику были найдены значения pCl и рассчитаны величины
активности. Результаты занесены в таблицу.
Выходные кривые можно построить в значениях активности или
концентрации хлорид-иона в фильтратах.
Для данного горизонта серой лесной почвы был построен график за-
висимости концентрации иона от его активности, которым можно вос-
пользоваться и для фильтрационного эксперимента. Концентрация иона
определялась аргентометрически в 40 вытяжках (рис. XII.7) и было полу-
чено расчетное уравнение, с помощью которого вычислены концентра-
ции иона в фильтратах (табл. XII.4).
Одинаковые значения относительной концентрации и относительной
активности в данном диапазоне позволяют снизить трудоемкость экспе-
римента и считать достаточным проведение определения значений ак-
тивности хлорид-иона потенциометрическим методом для построения
выходной кривой и дальнейшего расчета основных гидрохимических
параметров.
По полученным данным были построены интегральные и дифферен-
циальные выходные кривые хлорид-иона (рис. XII.8). Возможно одно-
временное определение и других веществ-меток, например иона калия.
Математический анализ выходных кривых и получение гидрохими-
ческих параметров можно проводить с помощью математических моде-
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
359
лей (см. раздел XII.4 «Расчеты гидрохимических параметров почвы по
выходным кривым с помощью физически обоснованных математических
моделей переноса веществ»).
Рис. XII.7. Зависимость концентрации хлорид-иона от активности для горизонта
В1 серой лесной почве Владимирского ополья
Рис. XII.8. Интегральная (а) и дифференциальная (б) выходные кривые хлорид-
иона для насыпных образцов почв
Оборудование и реактивы
Цилиндры. Для определения выходных кривых рекомендуется ис-
пользовать пластиковые (металлические) цилиндры длиной не менее 10-
12 см, диаметром > 1/3 длины, т.к. шаг смешения в различных почвах
варьирует от n100 -- n101, а при низких значениях диаметра колонки
большое значение приобретает пристеночный эффект.
Мерные цилиндры на 10 мл (2 шт. на образец).
Большие стеклянные бюксы (минимальное количество рассчитывает-
ся как удвоенное отношение пористости почвы образца к объему порции
фильтрата).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
360
Стеклянная воронка, штатив, секундомер.
0.05 М раствор СаСl2, потенциометр с набором электродов на хло-
рид-ион.
Стандартные растворы КСl, концентрацией 0.001; 0.005; 0.01; 0.05; 0.1 М.
XII.3. Метод определения содержания нерастворяющей влаги в
почве
Метод предложен и обоснован в Институте почвоведения и фотоси н-
тенза А.А. Понизовским и Т.А. Полубесовой. Модифицирован на кафед-
ре физики и мелиорации почв факультета почвоведения МГУ.
Теоретические основы метода
Электрический заряд поверхности почвенных частиц определяет
многие физические и химические свойства почв. При контакте заряжен-
ных поверхностей с растворами, содержащими ионы солей, происходит
перераспределение катионов и анионов в электростатическом поле.
Впервые явление отрицательной адсорбции в почвах было экспери-
ментально исследовано Трофимовым (1931), изучавшим возрастание со-
держания ионов хлора в растворах хлорида кальция, проконтактировав-
ших с образцами почв. Для теоретического описания отрицательной ад-
сорбции в дисперсных системах Скофилдом предложено использовать
теорию двойного электрического слоя. Этот подход, развитый в даль-
нейшем Болтом, Варкентином, Эдвардом Де Хааном предполагает, что
изменение концентрации ионов в растворе вблизи твердых частиц под-
чиняется закономерностям, характерным для распределения точечных
электрических зарядов в электрическом поле, создаваемом однородно
заряженной поверхностью. Если поверхность заряжена отрицательно, то
вблизи нее концентрация ионов оказывается выше, чем в массе раствора,
а концентрация анионов -- ниже. С позиций физической теории межфазо-
вых взаимодействий первое из названных явлений лежит в основе ионно-
го обмена, второе должно приводить к формированию слоя раствора
обедненного анионами, то есть появлению нерастворяющей влаги или
отрицательной адсорбции ионов в почвах.
Данные по содержанию нерастворяющей влаги могут быть использо-
ваны при моделировании миграции солей в почвах. Методика применима
только для анализа незасоленных почв (содержание солей менее 0.3%).
Методика определения влажности, соответствующей не содержаще-
му анионов объему влаги, основана на следующих процессах и расчетах.
В исходную незасоленную почву вносят раствор CaCl2 известной кон-
центрации (обычно 0.01 н) -- с0. После контакта раствора с твердой фазой
концентрация хлорид-иона в равновесном поровом растворе изменяется
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
361
(увеличивается) за счет образования объема воды, не содержащей ионов
Сl (Vex), или т.н. отрицательной адсорбции аниона Сl, и становится рав-
ной сi. Если известен исходный объем прилитого к воздушно сухой почве
раствора СаСl2 -- V, и объем влаги, соответствующий гигроскопической
влажности (Vг), то справедливо соотношение:
0
гe
x
,
i
cV
VV
cV
(XII.19)
Это выражение легко преобразовать в выражения для соответствую-
щих влажностей (пасты, гигроскопической влажности, Wг, и влажности
нерастворяющего объема, Wex), разделив числитель и знаменатель правой
части уравнения на вес абсолютно сухой почвы. (Заметим, что в этом
случае мы будем иметь выражение влажностей в долях от единицы!). Вес
абсолютно сухой почвы можно найти через гигроскопическую влажность
и вес воздушно сухой почвы, pв-с,
а-с
г
1,
1
p
W
(XII.20)
где Wг выражена в долях от единицы [г/г]. Тогда получим следующее
выражение:
гe
x
0
а-с
а-с
,
i
VWW
cp
V
c
p
(XII.21)
из которого легко определить и влажность, соответствующую нераство-
ряющему объему:
0
ex
г
в-с
г
1,
1
1
i
c
V
WW
c
pW
(XII.22)
Итак, для определения влажности, соответствующей нерастворяю-
щему объему, необходимо знать гигроскопическую влажность (Wг), вес
воздушно сухой почвы, взятый для анализа (pв-с), объем прилитого рас-
твора СаСl2 (V), и концентрации иона Сl в исходном (с0) и равновесном
поровом растворе (сi).
Методика определения и расчеты
Навеску растертой и пропущенной через сито 1 мм почвы (около
250 г) помещают в предварительно взвешенные стеклянные стаканы со
стеклянными палочками для перемешивания (р1) и взвешивают (р2). За-
ливают 0.01 н СaCl2 до состояния влагонасыщения, непрерывно помеши-
вая смесь для разминания комочков почвы. Пасту размешивают до харак-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
362
терного «шоколадного» блеска поверхности. К полученной пасте добав-
ляют еще 20 мл раствора и опять перемешивают. Точное количество до-
бавленных растворов определяют взвешиванием стаканов с пастой и па-
лочкой (р3). Стаканы прикрывают часовыми стеклами и выдерживают
при комнатной температуре 1 час (в студенческом практикуме можно
заменить часовое выдерживание 15-минутным перемешиванием). Пере-
носят часть пасты в 2 центрифужных стакана и уравновешивают их. Цен-
трифугируют при 200 g в течение 20 мин. При центрифугировании поч-
венной пасты раствор скапливается на поверхности уплотненной почвен-
ной массы. По окончании центрифугирования стакан развинчивают, пи-
петкой аккуратно отбирают с поверхности скопившийся поровый раствор
и помещают его в большие стеклянные бюксы. Концентрацию хлора Сl- в
исходном растворе СaCl2 и фуг
а
т
а
хо
пре
д
е
л
я
ю
т арг
е
н
т
о
м
е
три
ч
е
с
к
и
(Аринушкина, 1970) или потенциометрически.
Результаты определений заносят в таблицы XII.5, XII.6.
NB!- При расчетах требуется использовать значения концентрации
ионов Cl в исходном растворе (с0) и в фугате (с1), а не их активности.
Таблица XII.5
Форма записи результатов
№ вес стакана с
палочкой, р1,
г
вес стакана с па-
лочкой и воздушно-
сухой почвой, р2, г
вес стакана с почвой с
раствором (добавле-
ние 0.01 н СaCl2), р3, г
объем нерас-
творяющей
влаги, Vex
Таблица XII.6
№ аликвоты
отсчет по иономеру
Концентрация Cl, мг экв/л
n0
n1
c0
сi
Расчет содержания нерастворяющей влаги.
Вычисления содержания нерастворяющей влаги в почве [г/г] прово-
дят по нижеприведенной формуле.
32
0
г
ex
г
21
11
,
1
i
pp
c
W
WWpp
c
(XII.23)
где Wг -- гигроскопическая влажность почвы в долях от единицы (в
г/г). В аналогичных единицах определяется и величина Wex. В расчетах
обычно исп ользуют объемную характеристику нерастворяющей влаги:
*
ex
.
b
W
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
363
XII.4. Расчеты гидрохимических параметров почвы по выход-
ным кривым с помощью физически обоснованных матема-
тических моделей переноса веществ
Теория
В основе расчетов основных гидрохимических параметров (шага
смешения, нерастворяющего объема, объема или влажности застойных и
проточных пор и др.) лежит уже приведенное выше (XII.8) уравнение
конвективно-дисперсионного переноса (КДП) химического вещества в
почве:
(,)
b
ρS θc
c
θD qc Jxt
tx
x
(XII.24)
Многочисленные полевые и лабораторные эксперименты показали, что
уравнение (XII.24) адекватно описывает перенос химических веществ в
почвах со слабой дифференциацией пор по размерам. В агрегированных
почвах с увеличением соотношения между межагрегатной и внутриагре-
гатной пористостью м/ в от 0 до 1 возрастает несоответствие модели
КДП изучаемым процессам. Так движение с потоком влаги химических
веществ, вносимых с поверхности почвы, описываемое уравнением КДП,
даже при больших значениях параметра гидродинамической дисперсии
близко к фронтальному, тогда как в природных условиях граница солево-
го контура обычно размыта. Другие расхождения с экспериментальными
данными возникают при расчетах промывной нормы засоленных почв.
Полученные из решения уравнения КДП значения остаточной после про-
мывки концентрации солей оказываются сильно заниженными из-за су-
ществования проточных и застойных зон порового пространства (ПП).
Преимущественные по проточным зонам потоки подаваемой при про-
мывке воды не затрагивают застойные зоны, содержащие значительные
запасы сорбированных и растворенных солей, что является причиной
расхождения теории и эксперимента. Учет взаимодействия подвижной и
относительно неподвижной влаги двух зон ПП возможен введением до-
полнительного члена в уравнение (XII.24):
зз
з
пп
п
п
пп
п
(,),
b
b
1-f ρS θc
fρS θc
tt
c
θD qc Jxt
xx
(XII.25)
где п и з -- влажность проточных и застойных зон ПП; сп и сз -- концен-
трация растворенного химического вещества в соответствующих зонах;
Sп и Sз -- количество сорбированного твердой фазой химиката. Параметр f
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
364
учитывает распределение сорбционных центров контактирующих с про-
точными и застойными зонами ПП и задается таким образом, чтобы вы-
полнялось условие:
пз
(1)
Sf
SfS
(XII.26)
Очевидно, при нулевом значении параметра f сорбция рассматрива-
ется только в застойных зонах, а при f=1 -- только в проточных.
Искомыми неизвестными в уравнении (XII.25) являются сп, сз, Sп, Sз,
поэтому для его решения требуются дополнительные соотношения, свя-
зывающие содержание растворенных и сорбированных твердой фазой
веществ. Такие соотношения принято называть изотермами сорбции. В
зависимости от скорости протекания реакции изотермы сорбции делят на
равновесные и кинетические. Если время ионообмена между твердой и
жидкой фазами почвы пренебрежимо мало по сравнению со временем
прохождения потока влаги через почвенный слой, для простых ионов
используют уравнение линейной равновесной сорбции:
0,
Sk
c
(XII.27)
где k0 -- константа сорбции или коэффициент распределения вещества
между жидкой и твердой фазами почвы.
Более сложные взаимодействия, например адсорбцию тяжелых ме-
таллов или пестицидов, описывают изотермами Лэнгмюра:
max/(1 /)
SSk
c
c
(XII.28)
или Фрейндлиха:
max
max
(/ ),
SSc
cn
(XII.29)
где Smax, cmax -- максимально возможная концентрация вещества адсорби-
рованного твердой фазой почвы и содержащегося в поровом растворе; kc
-- константа сродства; n -- показатель степени.
В случае длительного протекания химического реакций или процес-
сов трансформации вещества пользуются кинетическими уравнениями n-
го порядка:
n
n
ckc
t
(XII.30)
Так уравнение неравновесной кинетики сорбции 1-го порядка имеет
вид:
10
1
или
= exp( ),
ckc
cckt
t
(XII.31)
где k1 -- константа кинетики сорбции первого порядка.
Кинетические уравнения принято также использовать для описания
обмена веществом между проточными и застойными зонами ПП почвы:
зз
з
пз
((1 )
=()
,
b
fSc cc
t
(XII.32)
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
365
что позволяет привести уравнение (XII.25) к более простому виду:
пп
п
п
пз
п
п
п
()
(
,
)
,
b
fρS θc
c
ccθDqcJxt
tx
x
(XII.33)
В противоположность сорбционному взаимодействию ионов в поро-
вом растворе с твердой фазой почвы, замедляющему перенос растворен-
ных веществ, существуют процессы, ускоряющие движение переноси-
мых ионов. Эти процессы обусловлены выталкиванием отрицательно
заряженных ионов из порового раствора (anion exclusion), граничащего с
твердой фазой и учитываются в моделях переноса введением дополни-
тельного параметра *, характеризующего долю порового раствора, не
содержащего переносимый ион, и поэтому названный нерастворяющим
объемом. В уравнени и КДП нерастворяющий объем снижает долю поч-
венной влаги с растворенным веществом до величины активной влажно-
сти почвы, равной:
*
а
(XII.34)
Приведенные уравнения показывают, что число параметров модели
переноса химических веществ может увеличиваться от 1 в простейшей
постановке до 8 при учете всех перечисленных процессов. Это создает
определенные трудности при постановке экспериментов и выборе метода
расчета гидрохимических параметров почвы.
XII.4.1. Основные уравнения для расчета гидрохимических па-
раметров почвы по данным фильтрационного эксперимента
В основе методов расчета параметров уравнения КДП по выходной
кривой лежат аналитические решения уравнений переноса, обмена и
сорбции растворенного химического вещества. Вид уравнений и число
параметров зависят от постановки задачи, учета процессов взаимодейст-
вия вещества, находящегося в растворе и сорбированного твердой фазой
почвы.
I. Равновесные модели КДП
A. Модель переноса несорбируемого иона в однородной пористой среде.
Простейший случай фильтрационного одномерного переноса раство-
ренного несорбируемого вещества в гомогенной почве описывается
уравнением:
2
*
2
cc
c
D
tx
x
(XII.35)
с единственным параметром D*.
Для решения уравнения (XII.35) при исходном содержании вещества
в почве
(,0) ,
i
cxc
(XII.36)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
366
заданных граничных условиях на поверхности:
0
(0,) ,
ctc
(XII.37)
и на выходе ограниченной почвенной колонки:
xL
L
c
Dcc
x
(XII.38)
или полубесконечной среды:
0
x
c
x
(XII.39)
его приводят к безразмерному виду:
*2
*
*
2
1
,
cc
c
TPz
z
(XII.40)
где z -- безразмерная координата, определяемая как z = x/L; T -- количест-
во тактов (20), Р -- число Пекле, равное P= L/D*.
Используя аналитическое решение уравнения (XII.40), решают об-
ратную задачу для подбора параметра Пекле, при котором удается полу-
чить наилучшее приближение рассчитанных значений концентрации на
выходе колонки к измеренным. Далее, по известному для изучаемого
вещества коэффициенту молекулярной диффузии и рассчитанному Р,
находят величину параметра гидродинамической дисперсии :
m
D
L
P
(XII.41)
B. Модель переноса иона в однородной пористой среде с линейной
равновесной изотермой сорбции.
Для расчета параметров уравнения КДП при описании процесса
сорбции вещества линейной равновесной изотермой в левую часть урав-
нения (XII.40) добавляют множитель R:
*2
*
*
2
1
,
cc
c
RTP z
z
(XII.42)
называемый задерживающий фактор и равный:
0
1/
,
b
R ρk
(XII.43)
где -- пористость почвы.
Величину R находят из аналитических решений, используемых в мо-
дели А. Как следует из формулы (XII.43), рассчитанные значения R не
должны быть меньше 1, т.к. константа сорбции не может принимать от-
рицательные значения:
0(1
)
/0
b
kRρ
(XII.44)
На практике в расчетах по уравнениям (XII.42-XII.44) часто получа-
ют отрицательные величины константы сорбции, что связано с неадек-
ватностью модели переноса, описываемому явлению. Причиной неадек-
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
367
ватности может быть попытка использовать уравнение КДП с линейной
изотермой сорбции для описания переноса отрицательно заряженных
ионов, или доля застойных зон ПП велика настолько, что ее нельзя не
учитывать в процессах перераспределения растворенного вещества. В
первом случае можно вычислить нерастворяющий объем как разницу:
* =(1--R)
(XII.45)
во втором, необходимо переходить к моделям конвективно-
дисперсионного переноса с ионообменом между проточной и застойной
зонами ПП.
II. Неравновесные модели КДП
При выводе уравнений (XII.35) и (XII.42) предполагается, что весь
объем почвенной влаги участвует в КДП химического вещества и места
сорбции равномерно распределены по поверхности почвенных частиц.
Поэтому графики «выходных кривых», рассчитанные по равновесным
моделям КДП имеют S-образную почти симметричную форму (рис.
XII.2б, в). Многочисленные лабораторные и полевые эксперименты пока-
зывают, что такой вид кривых встречается относительно редко. Чаще
химические вещества появляются на выходе колонки уже с первыми
порциями порового раствора, а для промывки образца требуется значи-
тельно большее количество влаги, чем получается из решения уравнений
(XII.35) и (XII.42). Это означает, что в КДП и обмене химикатом между
твердой и жидкой фазами, участвует не весь объем порового пространст-
ва, а только некоторая активная часть. Такой подход получил развитие в
неравновесных моделях КДП.
В простейшей постановке предполагается, что несорбируемый ион
участвует в КДП по проточным зонам ПП почвы. Между проточными и
застойными зонами ПП существует обмен, описываемый уравнением
диффузии. Для стационарного потока такая задача сводится к решению
системы уравнений:
2
*
з
пп
п
пзп
п
п
2
з
зп
з
()
,
c
cc
c
D
tt
x
x
c
cc
t
(XII.46)
где п, з -- пористость проточных и застойных зон ПП почвы; -- пара-
метр, характеризующий интенсивность обмена между зонами; п -- ско-
рость движения раствора в проточных зонах ПП равная:
п =q/п =/п
(XII.47)
Параметр п в уравнении (XII.47) определяет долю проточных зон в
общей пористости почвы: п = п/ ;
=п+з
(XII.48)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
368
и задается из некоторых физических соображений, например соотноше-
ния суммарной пористости агрегатов и общей пористости почвы.
Модель КДП в приведенной постановке не учитывает взаимодейст-
вия растворенного и адсорбированного вещества, поэтому такой случай
будет рассмотрен отдельно.
C. Модель с отрицательной адсорбцией
Уравнение (XII.46) часто используют для описания КДП отрицатель-
но заряженных ионов. Предполагается, что нерастворяющий объем ПП *
составляет часть пористости застойных зон:
*
зa,
(XII.49)
где а -- активная (содержащая ион) пористость застойных зон.
С учетом (XII.49) уравнение (XII.46) переписывают:
2
*
a
пп
п
пaп
п
п
2
a
a
пa
()
,
c
cc
c
D
tt
x
x
c
cc
t
(XII.50)
и перейдя к безразмерным величинам: **
пп
п
**
п
пп
*
**
пa
12
00
/;
/;
1;
/;
/;
=;
1
c;c; /
;
ii
ii
TtL PL
DR
cc
cc
Lq
cc
cc
(XII.51)
представляют в виде:
2
12
1
1
2
2
12
1
1
1
**
*
*
*
**
cc
c
c
RR
TT
P
z
z
c
R=cc
T
(XII.52)
Параметры R, P, и модели (XII.52) находят также как в моделях
(А), (В) решением обратной задачи при начальных и граничных условиях
(XII.36-XII.39). Эмпирические коэффициенты , , * и n рассчитывают
из полученных параметров по формулам:
1;
;
;
**
nm
n
D
qL
θR
θ
=
LP
q
(XII.53)
Модель с отрицательной адсорбцией предполагает, что нераство-
ряющий объем * всегда меньше пористости n застойных зон ПП, и КДП
анионов происходит только по проточным зонам. Поэтому следует ожи-
дать, что концентрация сn в этих зонах не превысит концентрации рас-
твора на входе колонки с0. Однако это не всегда так, и если сn > с0, нерас-
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
369
творяющий объем может занимать часть проточных зон. Решение подоб-
ной задачи представляет известные трудности и выходит за рамки учеб-
ного пособия.
D. Модель переноса химических веществ по системе проточных и за-
стойных зон с кинетикой ионообмена
При описании КДП сорбирующихся веществ в хорошо агрегирован-
ных почвах часто не удается получить удовлетворительное приближение
рассчитанной по одной из рассмотренных моделей «выходной кривой» к
экспериментальной. В этом случае, если экспериментальная «выходная
кривая » смещена вправо (рис. XII 2, д) и имеет характерный «хвост»
можно перейти к более сложным моделям, например модели переноса по
системе проточных и застойных зон ПП.
Уравнение КДП химиката по системе проточных и застойных зон с
обменом между твердой и жидкой фазой в условиях полного насыщении
пор влагой имеет вид:
з
п
0п0
з
2
*
пп
пп
п
2
()
(
(
1
))
bb
c
c
fρk
fρk
tt
cc
D
x
x
(XII.54)
Для обмена между проточными и застойными зонами используется
уравнение кинетики 1-го порядка:
з
0зп
з
((1 )
)()
b
c
fρk
сс
t
(XII.55)
Переходя к безразмерным величинам:
*
пп
п
п
п
0
п0
пп
п
**
пз
12
00
/;
/;
/
()
;
1/
;1/
;=
/
;
c;c;
bb
ii
ii
TtL PL
D
L
Rk Rk
R
R
cc
cc
cc
cc
(XII.56)
получают уже известную систему дифференциальных уравнений (XII.52)
включающую четыре параметра: R, P, и . В уравнения (XII.56) входят
ранее определенные величины T, R, P, , и новая: Rп -- задерживающий
фактор в проточных зонах ПП.
Способ расчета параметров R, P, и не отличается от модели (С) и
к формулам для расчета шага смешения и параметра , характеризую-
щего интенсивность обмена между проточными и застойными зонами
ПП, добавляются две новые:
пm
п
0
0
(1
)
;;;
bb
D
Lq
R
k
f
PqL
ρρ
k
(XII.57)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
370
Из приведенных уравнений видно, что если константа сорбции k0
рассчитывается впрямую из фактора задерживания R, то для вычисления
параметра распределения сорбционных центров f необходимо задать со-
отношение между значениями пористости проточных зон и пористости
почвы п.
Модель КДП сорбируемого иона по системе проточных и застойных
зон с кинетикой ионообмена одинаковой для всего порового пространст-
ва почвы может оказаться сложной при использовании в условиях неус-
тановившегося потока влаги по частично заполненным порам. Альтерна-
тивой является подход, в котором поровое пространство почвы не разде-
ляется на зоны. Вместо этого вводят два механизма сорбции: мгновенную
и протекающую во времени с некоторой интенсивностью. Остановимся
на более подробном рассмотрении этой модели.
E. Модель КДП с двумя центрами сорбции
Идея подхода заключается в том, что в почве содержатся разные ми-
нералы, органическое вещество, оксиды алюминия и железа, избиратель-
но и с разной интенсивностью взаимодействующие с переносимыми хи-
мическими веществами. Для упрощения модели предлагается разделить
все типы взаимодействия на два:
-- мгновенное, описываемое уравнением линейной равновесной сорб-
ции (XII.26);
-- кинетическое, с линейной изотермой сорбции 1-го порядка.
Мгновенный обмен приписывается центрам сорбции 1-го типа и вы-
ражается уравнением:
1
0,
S
c
Fk
tt
(XII.58)
где F -- доля центров 1-го типа в общей сорбционной площади.
Для описания кинетического взаимодействия центров 2-го типа ис-
пользуется уравнение неравновесного обмена веществом, находящимся в
растворенном и сорбированном виде:
2
02
α1
,
S
Fkc S
t
(XII.59)
где S1 и S2 -- сорбированное количество химиката центрами 1-го и 2-го
типа.С учетом изотерм сорбции уравнение КДП (XII.35) принимает вид:
2
*
0
2
2
02
1
α1
bb
Fρk
ρ
ccc
c
D
ν
εt
ε
t
x
x
S
Fkc S
t
(XII.60)
Глава XII. Гидрохимические свойства почв
371
При расчете параметров , , k0 и F используются те же методы, что
и в моделях (C, D) c преобразованием исходного уравнения (XII.60) в
(XII.52) путем замены переменных:
00
п
п
20
12
00
0
;;1
;
;1;;
1
;
1
*
bb
i
**
i
ii
νt
νL
RL
T=P
L
ν
D
ρk
Fρk
R
R=1+
R
=
εε
R
SF
k
c
cc
cc
cc
F
kcc
(XII.61)
Переход от рассчитанных параметров R, P, и к эмпирическим ко-
эффициентам осуществляется с помощью формул:
0
00
11
;;
α=
;
m
bb
b
εε
R
εD
Lq
F=+
k
Pq
ρk
1-F ρkL
ρ
(XII.62)
Упрощенной формой модели (Е) является модель неравновесной ки-
нетики обмена с одним центром сорбции. Ее получают, полагая F равным
нулю. Тогда систему уравнений (XII.60), можно свести к виду:
2
*
2
0
α
b
ρ
ccc
c
D
ν
tεt
x
x
S kcS
t
(XII.63)
и, соответственно, рассчитать три параметра уравнения КДП по упро-
щенным формулам:
0
0
1
α=
;
m
bb
εR
εD
Lq
;
k
Pq
ρkL
ρ
(XII.64)
Приведенные уравнения и способы их решения представляют далеко
неполный арсенал современных аналитических методов расчета парамет-
ров моделей КДП химических веществ в почве. Однако даже относитель-
но простые уравнения могут поставить в тупик неподготовленного поль-
зователя. Следует заметить, что стандартные процедуры для решения
этих уравнений существуют и периодически дополняются на протяжении
последних 25 лет. Многие исследователи активно используют программы
CFITIM (van Genuchte, 1981) и CXTFIT (Parker, van Genuchten, 1984). Для
облегчения работы с этими программами Е.В. Мироненко написал дру-
жественн ый русскоязычный интерфейс, поясняющий все этапы работы с
программой от ввода данных до графического представления результатов
расчета. Переработанная и дополненная им исходная версия программы
CFITIM носит то же название.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
372
Литература
Айдаров И.П. Регулирование водно-солевого и питательных режимов оро-
шаемого земледелия. М., «Агропромиздат», 1985.
Аринушкина Е.В. Руководство по химическому анализу почв. М., МГУ,
1970.
Бреслер Э., Макнил Б.Л., Картер Д.Л. Солончаки и солонцы. Принципы,
динамика, моделирование. Л., «Гидрометеоиздат», 1987.
Бриллинг И.А. Исследование закономерностей переноса растворов элек-
тролитов в глинистых грунтах. Автрореферат дисс. к.г-м.н., 1967, МГУ.
Бриллинг И.А. Нитратное загрязнение подземных вод удобрениями. М.,
1985.
Бэр Я., Заславски Д., Ирмей С. Физико-математические основы фильтра-
ции воды. М., «Мир», 1971.
Гороновский И.Т., Назаренко Ю.П., Некряч Е.Ф. Краткий справочник
по химии, 1974.
Зверев В.П. Роль подземных вод в миграции химических элементов, М.,
«Недра», 1982.
Корсунская Л.П. Гидродинамические и физические свойства почв. Авто-
реф.дисс. к.б.н.МГУ, 1997.
Огильви Н.А., Федорович Д.И. Электролитический метод определения
скорости фильтрации подземных вод и условия его практической примени-
мости. М. Изд-во «Недра», 1964.
Остряков А.Н. Несколько опытов вытеснения из почвы раствора жидко-
стью. Казань, 1912.
Пакшина С.М. Передвижение солей в почве. М.: Изд-во «Наука», 1980.
Пачепский Я.А. Математические модели физико-химических процессов в
почвах. М. Изд-во «Наука», 1990.
Применение ион-селективных электродов в почвоведении, мелиорации и
сельском хозяйстве. Москва-Новочеркасск, 1981.
Трофимов А.В. Реакция почвы (рН) как функция влажности и концентра-
ции почвенного раствора. //Почвоведение, 1931, № 2.
Чураев Н.В., Ильин Н.И. Радиоиндикаторные методы исследования дви-
жения подземных вод. М., «Атомиздат», 1967.
Шеин Е.В. и др. Лабораторные методы исследования физических свойств
почв. Изд.: ГЕОС, Москва, 2000.
Шестаков В.М. Аналитические решения одномерных задач переноса в ге-
терогенной среде.// Моделирование гидрогеохимических процессов и науч-
ные основы гидрогеохимических прогнозов. М., «Наука», 1985.
Parker J.C., van Genuchten M. Th. Determining transport parameters from
laboratory and field tracer experiments. Bulletin 84-3, Virginia Agricultural Ex-
periment Station, Blacksburg, 1984.
va n Genuchten M. Th. Non-equilibrium transport parameters from miscible
displacement experiments. Research Report № 119, U.S. Salinity Laboratory,
Riverside, California. 1981.
ГЛАВА XIII
ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ И ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ПОЧВ
Теория
XIII.1. Температурный режим почвы
Температурным режимом почвы называют распределение темпера-
туры в почвенном профиле и непрерывные изменения этого распределе-
ния во времени.
Движение Земли вокруг Солнца является причиной сезонных изме-
нений температуры почвы в пределах активного слоя, а вращение Земли
вокруг своей оси вызывает суточные колебания температуры. Распро-
странение температурных волн в почве подчиняется законам Фурье (Ти-
хонов, Самарский, 1966; Хромов, Петросянц, 1994). Если температура
поверхности почвы меняется периодически, то в почве устанавливаются
колебания температуры с тем же периодом. Амплитуды колебаний с глу-
биной уменьшаются в соответствии с первым законом Фурье:
0 exp
z
AAz
,
(XIII.1)
где А0 -- амплитуда колебаний температуры деятельной поверхности поч-
вы; Аz -- амплитуда колебаний температуры на глубине z; -- период ко-
лебаний; -- коэффициент температуропроводности почвы. Уравнение
(XIII.1) можно переписать в виде:
0 exp
,
,
z
e
e
z
AAh
h
(XIII.2)
где he -- глубина затухания, или глубина, на которой амплитуда колеба-
ний температуры почвы уменьшается в е 2.7 раза по сравнению с ам-
плитудой колебаний температуры деятельной поверхности.
Температурные колебания в почве происходят со сдвигом фазы. Сро-
ки наступления максимумов и минимумов температуры на глубине z за-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
374
паздывают по сравнению с соответствующими сроками для температуры
поверхности в соответствии со вторым законом Фурье:
2
zz
t
.
(XIII.3)
XIII.2. Тепловые свойства почвы
Тепловые свойства почвы определяют, как изменяется температура
почвы в процессе поглощения тепла деятельной поверхностью и его пе-
рераспределения в активном слое почвы. При поступ лении одного и того
же количества тепла изменение температуры почвы определяется ее теп-
лоемкостью, а интенсивность внутрипочвенного переноса тепла -- тепло-
проводностью.
Температуропроводность характеризует почву с точки зрения скоро-
сти выравнивания температур, которая определяется как теплопроводно-
стью, так и теплоемкостью почвы. Одной теплопроводности недостаточ-
но для определения скорости нагревания или охлаждения почвы, так как
в одинаковых внешних условиях при близких величинах теплопроводно-
сти более теплоемкие почвы будут медленнее нагреваться и дольше ос-
тывать.
При обсуждении температурного режима почвы удобно пользоваться
температуропроводностью, т.к. именно этот параметр характеризует
«распространение» измеряемой величины -- температуры. Тем не менее,
для анализа механизмов происходящих явлений приходится обращаться
к понятиям теплопроводности и теплоемкости.
XIII.2.1. Теплоемкость почвы
Увеличение внутренней энергии тела при его нагреве сопровождает-
ся повышением температуры -- эмпирической макроскопической харак-
теристики. Чтобы связать изменение внутренней энергии тела с измене-
нием его температуры, используют такой параметр, как теплоемкость.
Теплоемкостью тела С называется отношение бесконечно малого ко-
личества тепла Q, полученного телом, к соответствующему прираще-
нию T его температуры:
Q
CT
.
(XIII.4)
Из формулы ясен физический смысл теплоемкости тела: это тепло,
которое необходимо затратить, чтобы увеличить температуру тела на 1о.
Теплоемкость единицы массы вещества называют удельной теплоем-
костью и обозначают Сm, [кал/гград]; теплоемкость единицы объема на-
зывают объемной теплоемкостью и обозначают Сv, [кал/см3град]. Тепло-
Глава XIII. Температурный режим и тепловые свойства почв
375
емкость С тела массой m и объемом V можно рассчитать, зная его удель-
ную или объемную теплоемкость:
С=Сmm=СvV.
(XIII.5)
Объемная и удельная теплоемкости связаны соотношением:
Сv =Сm ,
(XIII.6)
где -- плотность вещества.
Объемная теплоемкость численно равна количеству тепла, необхо-
димому для нагревания одного см3 вещества на 1oС; удельная -- количе-
ству тепла, необходимому для нагревания одного г вещества на 1oС.
Теплоемкость почвы -- величина аддитивная; иными словами, тепло-
емкость почвы складывается из теплоемкостей составляющих ее почвен-
ных фаз. В самом деле, рассмотрим объем
почвы
12
...
n
ss
sw
a
VVV VVV
, где индексы «sj» (j=1,...,n) относятся к j-й
компоненте твердой фазы («solid»), «w» -- к почвенной влаге («water»),
«a» -- к газовой фазе («air»). Объемные теплоемкости составляющих обо-
значим соответственно
.
s1
sn
w
a
vv
v
v
С,
.
.
.
,
С,
С,
С При поступлении в выде-
ленный объем тепла Q его температура повысится на T. При этом все
почвенные компоненты нагреются одинаково. Тепло, затраченное на на-
грев i-й компоненты, будет равно Qi =
i
v
С ViT. На нагрев всего объема
будет затрачено тепло, равное сумме i-х компонент тепла:
12
12
...
.
ss
s
n
w
a
n
vs
vs
vs
vw
va
Q СVTСVT СVTСVTСVT
Но Q = СvV T -- по формулам (XIII.4) и (XIII.5).
Поэтому
1
1
...
n
ss
w
a
n
s
s
wa
vv
v
v
v
V
V
VV
СС
ССС
VV
V
V
.
(XIII.7)
Объемная теплоемкость почвы равна сумме объемных теплоемкостей
ее составляющих, взятых с весовыми множителями, соответствующими
их объемным долям.
Аналогичным образом, рассматривая нагревание массы почвы m, по-
лучим для удельной теплоемкости почвы:
1
1
...
n
ss
w
a
n
s
s
wa
mm
m
m
m
m
m
mm
СС
ССС
mm
m
m
, (XIII.8)
где ss
1n
mm
С,
.
.
.
,
С -- удельные теплоемкости составляющих твердой фазы
почвы,
w
m
Сиa
m
С - удельные теплоемкости почвенной влаги и воздуха,
j
s
m -- масса j-й твердофазной почвенной компоненты, j=1,...,n, mw -- масса
влаги, ma -- масса воздуха.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
376
Формула (XIII.8) означает, что удельная теплоемкость почвы равна
сумме удельных теплоемкостей ее составляющих, взятых с весовыми
множителями, соответствующими их долям от общей массы почвы.
Поскольку теплоемкость воздуха пренебрежимо мала по сравнению с
теплоемкостью воды и твердой фазы почвы, последним членом в форму-
лах (XIII.7) и (XIII.8) пренебрегают.
Для сухой почвы mw=0, и уравнение (XIII.8) можно переписать в ви-
де:
1
1
...
n
ss
s
n
s
s
mm
m
m
m
СС
С
mm
.
(XIII.9)
Поскольку большинство почвенных минералов обладает близкой
удельной теплоемкостью (табл. XIII.1), при расчете удельной теплоемко-
сти сухой почвы все минеральные составляющие объединяют:
min
min
so
r
g
org
mm
m
m
m
ССС
mm
,
(XIII.10)
где org
m
Сиmin
m
С -- удельные теплоемкости органической и минеральной
составляющих твердой фазы, morg/m -- содержание органического вещест-
ва в сухой почве, г/г, mmin/m -- содержание минерального вещества в су-
хой почве, г/г.
Учитывая, что morg + mmin = m, перепишем (XIII.10):
min 1
so
r
g
org
org
mm
m
mm
ССС
mm
.
(XIII.11)
Формула (XIII.11) позволяет рассчитывать удельную теплоемкость
твердой фазы почвы по содержанию органического вещества в сухой
почве. Удельная теплоемкость органического вещества почвы превосхо-
дит удельную теплоемкость ее минеральных составляющих почти в три
раза (табл. XIII.1). Поэтому чем больше органического вещества содер-
жится в почве, тем больше удельная теплоемкость ее твердой фазы. Низ-
кая плотность органического вещества частично компенсирует высокую
удельную теплоемкость последнего, и объемные теплоемкости органиче-
ской и минеральной составляющих твердой фазы почвы различаются не
столь сильно, как их удельные теплоемкости (табл. XIII.1).
Увеличение плотности почвы приводит к росту ее объемной тепло-
емкости. Кроме того, объемная теплоемкость Сv линейно растет с влаж-
ностью почвы. Это связано с тем, что как при увеличении плотности поч-
вы, так и при увеличении ее влажности доля воздуха в единичном объеме
почвы уменьшается, и он замещается твердой либо жидкой почвенными
фазами, объемная теплоемкость которых превосходит теплоемкость воз-
духа на три порядка (табл. XIII.1).
Глава XIII. Температурный режим и тепловые свойства почв
377
Гораздо менее ярко выраженный рост теплоемкости с повышением
температуры связан с проявлением при нагревании новых степеней сво-
боды, которые в более холодных условиях были либо малоэффективны,
либо совсем заморожены.
При интенсивном изменении термодинамического состояния почвы --
в процессе протаивания внутрипочвенного льда или при частичном раз-
рушении сложных органических молекул -- поступающее в почву тепло
тратится на разрыв существующих связей, а не на нагрев. Теплоемкость
при этом скачкообразно возрастает.
Таблица XIII.1
Теплоемкость и плотность некоторых почвенных компонент (Физика среды
обитания растений, 1968), воды и воздуха при 10оС и льда при 0оС
Вещество
Сv, кал/см3оС
, г/см3
Сm, кал/гоС
Кварц
Глинистые минералы
Органическое вещество
Вода
Лед
Воздух
0.48
0.48
0.60
1.00
0.45
0.00030
2.66
2.65
1.30
1.00
0.92
0.00125
0.18
0.18
0.46
1.00
0.49
0.24
XIII.2.2. Теплопроводность и температуропроводность почвы
Коэффициент теплопроводности характеризует способность среды
проводить тепло в направлении, обратном температурному градиенту, то
есть от более теплых областей к более холодным. В стационарных усло-
виях поток тепла q пропорционален величине температурного градиента
с коэффициентом пропорциональности , зависящим только от свойств
среды:
T
q
z
.
(XIII.12)
Коэффициент теплопроводности численно равен установившемуся
потоку тепла через слой единичной толщины при разнице температур на
границах слоя в 1оС. Поток тепла измеряют в кал/см2час, градиент темпе-
ратуры в град/см; соответственно размерность коэффициента теплопро-
водности -- кал/смградчас.
Коэффициент температуропроводности характеризует способность
среды выравнивать свою температуру, которая определяется не только
теплопроводностью среды, но и ее объемной теплоемкостью.
Коэффициент температуропроводности является производной теп-
лофизической характеристикой. Он численно равен повышению темпера-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
378
туры, которое произойдет в единице объема почвы при поступлении в
нее тепла, численно равного ее теплопроводности:
v
C
.
(XIII.13)
Коэффициент температуропроводности имеет размерность см2/с -- та-
кую же, как коэффициент диффузии. В англоязычной литературе его на-
зывают термодиффузивностью, или коэффициентом термодиффузии.
С увеличением температуры процессы переноса тепла в почве акти-
визируются и коэффициенты теплопроводности и температуропроводно-
сти возрастают, но, как и теплоемкость, незначительно.
Температуропровод-
ность почвы, так же как и
теплопроводность, суще-
ственно зависит от влаж-
ности. Характер этой зави-
симости
определяется
взаимодействием твердой,
жидкой и газообразной
фаз почвы. На рис. XIII.1
представлен ход кривой
() для горизонта В серой
лесной почвы. Н
аэ
т
о
м
графике можно выделить
три характерные области,
соответствующие различ-
ным энергетическим со-
стояниям почвенной вла-
ги. В области низких
влажностей вода прочно связана и процессы теплообмена определяются
исключительно кондуктивным механизмом переноса тепла в почве. С
увеличением влажности возрастает площадь стыковых манжет, и, соот-
ветственно, величина кондуктивной теплопроводности. Одновременно
увеличивается и объемная теплоемкость, линейно зависящая от влажно-
сти. Рост теплопроводности компенсируется ростом теплоемкости, и
производная величина -- температуропроводность -- практически не зави-
сит от влажности. Если объемная теплоемкость почвы растет быстрее,
чем ее теплопроводность, на графике зависимости температуропроводно-
сти от влажности наблюдается локальный минимум (рис. XIII.1). Сле-
дующая область -- зона линейного роста температуропроводности с уве-
личением влажности. В этом диапазоне пленочно-стыковая рыхлосвязан-
ная вода может относительно свободно перемещаться внутри порового
пространства, испаряясь на теплых поверхностях и конденсируясь на
холодных. Увеличение содержания влаги в почве приводит к росту ин-
Рис. XIII.1. Зависимость температуропровод-
ности серой лесной почвы от ее влажности
Глава XIII. Температурный режим и тепловые свойства почв
379
тенсивности пародиффузионного переноса тепла; теплопроводность воз-
растает быстрее, чем объемная теплоемкость. В результате с ростом
влажности температуропроводность увеличивается. В области насыще-
ния по мере перехода пленочно-стыковой влаги в пленочно-капиллярную
и возникновения сплошных водяных пробок в части пор пародиффузи-
онный перенос теп ла ослабляется, и теплообмен сводится к кондуктив-
ной теплопередаче, как и при низких влажностях. Теплопроводность
почвы замедляет свой рост, а поскольку объемная теплоемкость продол-
жает увеличиваться с возрастанием влажности, производная величина --
температуропроводность -- уменьшается.
Температуропроводность легко- и среднесуглинистых почв достигает
максимума в области перехода пленочно-стыковой влаги в пленочно-
капиллярную. В тяжелосуглинистых и суглинистых почвах почвенно-
гидрологическая константа влаги разрыва капилляров не выражена из-за
отсутствия в них крупных пор. У этих почв кривые зависимости () за-
метно выположены и четкого максимума не имеют.
XIII.3. Методы исследования температурного режима почвы
При проведении исследований температурного режима почвы и ее
тепловых свойств следует принимать во внимание следующие замечания.
Поскольку любой термометр измеряет свою собственную температуру,
необходимо следить, чтобы во время проведения измерений датчик нахо-
дился в состоянии термодинамического равновесия с почвой. Это значит,
что при проведении режимных наблюдений с использованием стацио-
нарных датчиков инерционность термометра должна быть достаточно
малой, чтобы можно было отслеживать изменения температуры почвы.
При разовых измерениях температуры с использованием датчиков типа
щупов следует выдерживать щуп в почве в течение достаточного для ус-
тановления термодинамического равновесия времени. Кроме того, не
должно быть заметного переноса тепла по кабелю, штанге или стеклян-
ному резервуару, идущему от поверхности почвы к датчику термометра.
Необходимо также, чтобы датчик плотно соприкасался с почвой без воз-
душных зазоров.
В системе гидрометеослужбы температуру почвы на разных глубинах
измеряют ртутными термометрами. Недостатком ртутных термометров
является их хрупкость и невозможность проведения измерений в период,
когда почва промерзает. Кроме того, стеклянный резервуар ртутного
термометра проводит тепло вглубь почвы, нарушая ее естественный тем-
пературный режим.
При проведении научных исследований широко используются элек-
тротермометры, конструкция которых позволяет устанавливать термо-
датчики практически на любых глубинах и проводить круглогодичные
измерения. В зависимости от конструкции термодатчика электротермо-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
380
метры делятся на термометры сопротивления и полупроводниковые тер-
мометры. Принцип действия и первых, и вторых основан на изменении
электрического сопротивления датчика при изменении его температуры.
В термометрах сопротивления используется явление роста сопротивле-
ния металлов при нагреве; в полупроводниковых термометрах -- умень-
шение сопротивления полупроводников с ростом температуры.
Результаты экспериментальных исследований температурного режи-
ма почвы удобно представлять графически в виде семейства линий рав-
ной температуры, или термоизоплет (рис. XIII.3 и XIII.4). Для представ-
ления результатов режимных наблюдений по оси абсцисс откладывают
время, а по оси ординат -- глубину. При обработке данных площадных
исследований по обеим осям откладывают декартовы координаты. Про-
водят изолинии, соединяющие точки с равными температурами (напри-
мер, через 1оС).
XIII.3.1 Методика проведения режимных наблюдений
При проведении режимных наблюдений используют стационарные
электротермометры, установленные в пределах активного слоя почвы.
Делают разрез с вертикальной северной стенкой, намечают на стенке
глубины установки датчиков. Высверливают горизонтальные отверстия,
диаметром и длиной соответствующие диаметру и длине датчиков. Уста-
навливают датчики в отверстия. Закапывают разрез, уплотняя почву и
соблюдая расположение горизонтов. При этом провод, идущий от каждо-
го датчика, должен идти горизонтально на глубине установки датчика на
протяжении не менее одного метра (рис. XIII.2) и лишь затем поднимать-
ся к поверхности. Это делается для того, чтобы минимизировать тепло-
обмен датчика с поверхностью почвы через металлический кабель. После
установки термодатчиков первые измерения можно делать через сутки,
когда температурное поле почвы на экспериментальной площадке вер-
нется к естественному режиму.
Рис. XIII.2. Схема установки стационарных электротермометров
Глава XIII. Температурный режим и тепловые свойства почв
381
Глубины установки термометров определяют исходя из целей плани-
руемого исследования. При этом расстояния между соседними датчиками
с глубиной увеличивают, поскольку на глубинах температура гораздо
меньше изменяется по вертикали, чем в приповерхностном слое. Удобно
первый датчик ставить как можно ближе к поверхности почвы, но так,
чтобы на него не попадали солнечные лучи и почва над ним оставалась
ненарушенной. Последующие датчики ставят на глубинах 5, 10, 15, 20,
30, 40, 50, 70, 100 см. Для проведения измерений на глубинах свыше 1 м
устанавливают термометры с шагом 50 см и больше.
Исследуя суточные температурные колебания, проводят ежечасные
измерения температуры почвы; измерения сезонной динамики проводят
раз в две недели. При такой схеме проведения измерений на протяжении
естественного периода колебаний температуры (суток и года соответст-
венно) получают 24 экспериментальные точки. Этого достаточно для то-
го, чтобы уловить максимальные и минимальные за период значения
температуры на исследуемых глубинах. Во время интенсивного весенне-
го прогревания или осеннего охлаждения почвы интервал между измере-
ниями можно уменьшать в зависимости от требуемой точности опреде-
ления динамики температуры почвы. В период, когда почва покрыта
снежным покровом, ее температурный режим стабилизируется. Суточ-
ных колебаний температуры почвы под снегом не наблюдается; темпера-
тура изменяется медленно, и интервал между измерениями можно увели-
чить до 30 дней. При изучении годовой динамики температуры почвы
измерения проводят в одно и то же время суток, чтобы исключить влия-
ние суточных колебаний температуры. В период действия «летнего» вре-
мени измерения проводят на 1 час позже по сравнению с периодом дей-
ствия декретного, или «зимнего» времени. Для глубин, где суточные ко-
лебания температуры отсутствуют, время суток, выбранное для проведе-
ния измерений, можно варьировать.
Пример 1.
На рис. XIII.3 представлены результаты исследований температурно-
го режима модельной дерново-подзолистой почвы в больших изолиро-
ванных лизиметрах Почвенного стационара МГУ в течение 1997 г.
Термометры были установлены на глубинах 1, 5, 10, 15, 20, 30, 50, 70,
90, 110 и 130 см, а также на высоте 1 м над поверхностью почвы. Темпе-
ратуру почвы и воздуха измеряли раз в неделю в 13 часов дня. Изоплеты
проведены через 2оС.
На рис. XIII.3 видно, что наибольшие температурные градиенты в
почвенном профиле наблюдаются весной, когда идет интенсивное про-
гревание почвы, и осенью -- во время охлаждения активного слоя. Этим
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
382
периодам соответствует наиболее тесное расположение термоизоплет. В
зимний период благодаря теплоизолирующему воздействию снежного
покрова внутрипочвенные температурные градиенты минимальны.
Рис. XIII.3. Годовая динамика температуры дерново-подзолистой почвы
XIII.3.2. Методика проведения площадных исследований
При исследовании пространственно-неоднородного температурного
поля почвенного покрова возникает задача проведения серии по возмож-
ности одновременных измерений температуры на одной и той же глуби-
не, но в разных точках экспериментального участка. Такие измерения
можно проводить как с помощью стационарно установленных электро-
термометров, так и с использованием переносного температурного щупа.
Для того, чтобы полученные в разных точках величины температуры
можно было сравнивать между собой, интервал между первым и послед-
ним измерениями температуры в пределах одной серии должен быть та-
ким, чтобы за это время температура на исследуемой глубине не измени-
лась или ее изменения были бы пренебрежимо малы по сравнению с про-
странственной изменчивостью температурного поля почвенного покрова.
Стационарные термометры находятся в термодинамическом равнове-
сии с окружающей датчик почвой. Поэтому при использовании стацио-
нарных датчиков процесс измерения температуры сводится к подключе-
нию измерителя температуры в цепь датчика и снятию показаний. Разо-
вое измерение температуры занимает не более минуты. Если использует-
ся переносной щуп, приходится после погружения датчика в почву вы-
жидать около 10 мин, чтобы датчик пришел в равновесие с почвой и его
Глава XIII. Температурный режим и тепловые свойства почв
383
температура перестала меняться. Показания снимают только после ста-
билизации величины температуры на шкале измерителя.
Максимальное число точек в серии (т.е. точек на одной глубине в
разных местах площадки, в которых определяют температуру почвы)
определяется, с одной стороны, типом измерителя температуры и, соот-
ветственно, временем единичного измерения. С другой стороны, допус-
тимое число точек зависит от выбранной глубины измерений и скорости
изменения температуры на этой глубине. В пределах слоя 0-30 см изме-
рения лучше проводить в период, когда наблюдается максимум суточно-
го хода температуры, и она меняется относительно медленно, т.е. во вто-
рой половине дня. Так, на глубине 5 см в жаркий летний день в средней
полосе температура почвы в 8--10 часов утра возрастает на 2.5оС за час, а
в 14--16 часов дня -- меняется не более чем на 0.5оС за час. При проведе-
нии измерений на глубинах свыше 50 см, где суточного хода температу-
ры практически не наблюдается, измерения можно проводить в течение
всего дня. С помощью одного щупа можно в течение рабочего дня произ-
вести до 40 измерений. Если использовать стационарные электротермо-
метры, коли чество экспериментальн ых точек теоретически может быть
доведено до 160 (полагая на перемещение от одного датчика до другого 2
мин и 1 мин на измерение), и обычно ограничивается количеством
имеющихся термодатчиков.
10
20
30
40
50
60
20
30
40
50
60
70
a
б
Рис. XIII.4. (а) Почвенная карта участка исследования, составленная экспе-
дицией Тимирязевской сельскохозяйственной академии. Черным цветом за-
крашены области, занятые серой лесной почвой со вторым гумусовым гори-
зонтом. (б) Изолинии для температуры почвы на глубине 50 см
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
384
Пример 2.
На рис. XIII.4 приведены результаты измерений температуры почвы
на опытном поле Владимирского НИИСХ 1 июля 1999 г. Измерения про-
водили с использованием электротермометра ТЭТ-2, щуп которого по-
гружали на глубину 50 см. В силу непрочности щупа непосредственно
перед погружением бурили отверстие до глубины 49 см буром, диаметр
которого совпадал с диаметром щупа. В течение 8 часов измеряли темпе-
ратуру почвы в 40 точках экспериментального участка. В конце измере-
ний убедились в том, что температура первой точки за время проведения
серии измерений не изменилась. Это значит, что проведенные измерения
можно считать одновременными, т.е. полагать, что при одновременном
проведении измерений в 40 точках результаты были бы такими же. На
рис. XIII.4 хорошо видно, что в области, занятой серой лесной почвой со
вторым гумусовым горизонтом, наблюдаются пониженные значения тем-
пературы почвы по сравнению с температурой окружающих участков.
XIII.3.3. Методика исследования потоков тепла в почве
Для исследования пото-
ков тепла в почве исполь-
зуют тепломеры (Павлов,
1975), позволяющие прово-
дить измерения в стацио-
нарных температурных ус-
ловиях на глубинах от 5 см
и более.
Тепломер представляет
собой тонкую пластинку
размером около 105 см, на противоположных сторонах которой закреп-
лены спаи последовательно соединенных термопар, так что нечетные
спаи находятся на одной стороне пластинки, а четные -- на другой (рис.
XIII.5). В цепь последовательных термопар подключают вольтметр. Если
температура одной стороны пластинки равна Т1, а другой -- Т2, то на каж-
дом нечетном спае вырабатывается термоэдс kT1, на каждом четном -- kT2,
причем направлены они противоположно. Поскольку цепь последова-
тельная, термоэдс отдельных спаев суммируются, и вольтметр показыва-
ет разность потенциалов V=Nk(T1-T2), где N -- число спаев на каждой сто-
роне пластинки, k -- коэффициент термоэдс. Таким образом, зная N и k, по
показаниям вольтметра можно рассчитать разницу температур T1-T2 меж-
ду поверхностями плоской пластины. Если известна величина коэффици-
ента теплопроводности материала, из которого сделана пластина, и ее
Рис. XIII.5. Схема расположения последо-
вательных термопар в разрезе тепломера.
Сплошной линией изображена медная про-
волока, пунктирной -- константановая
Глава XIII. Температурный режим и тепловые свойства почв
385
толщина l, то для стационарного случая можно определить величину по-
тока тепла q, проходящего через пластину, используя формулу (XIII.12):
TV
N
k
q
zl
.
(XIII.14)
Тепломер устанавливают в почву, располагая плоскость пластинки
горизонтально. Полагают, что он не вносит искажений в температурное
поле почвы и поток тепла через измерительную пластинку равен потоку
тепла в почве в отсутствие пластинки.
Методические ограничения применимости описанной конструкции
тепломера связаны с принципом работы этого прибора:
1) Измерения потоков тепла в почве фактически сводятся к измере-
нию разницы температур на поверхностях тепломера. Поток тепла связан
с температурным градиентом линейно лишь в стационарных условиях;
поэтому расчетная формула (XIII.14) применима только при постоянных
значениях температур T1 и T2 и установившемся потоке тепла q. Это зна-
чит, что измерения потока тепла с помощью описанного прибора на глуби-
нах до 30 см следует проводить во второй половине дня, когда температура
почвы проходит через суточный максимум и, соответственно, меняется
медленно. На глубинах свыше 30 см, где суточные колебания температуры
практически незаметны, измерения можно проводить в любое время.
2) Если тепломер установлен слишком близко к поверхности почвы,
слой над пластинкой будет пересушен по сравнению с соседними участ-
ками в сухую погоду и переувлажнен -- после выпадения осадков. При
этом измеряемый поток тепла через пластинку тепломера вглубь почвы
может существенно отличаться от потоков через ненарушенную почвен-
ную толщу. Поэтому мы не рекомендуем использовать тепломер для оп-
ределения теплового потока через поверхность почвы.
XIII.4. Методы определения тепловых свойств почвы
Основные тепловые свойства почвы, а именно теплоемкость, тепло-
проводность и температуропроводность, связаны между собой соотно-
шением (XIII.13). Поэтому при проведении исследований обычно опре-
деляют теплоемкость и температуропроводность, а теплопроводность
рассчитывают по формуле (XIII.13).
Теплоемкость сухой почвы определяют калориметрически (Вадюни-
на, Корчагина, 1986) либо расчетным методом. Теплоемкость влажной
почвы рассчитывают, пользуясь уравнением линейной зависимости теп-
лоемкости от влажности (XIII.7).
Температуропроводность почвы зависит от влажности нелинейным
образом, поэтому величину определяют экспериментально во всем ин-
тересующем диапазоне влажностей.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
386
XIII.4.1. Расчетный метод определения теплоемкости почвы
Теоретические основы метода
Расчетный метод определения теплоемкости почвы основан на адди-
тивном характере этой величины.
Удельную теплоемкость твердой фазы рассчитывают по содержанию
органического вещества в ней, используя формулу (XIII.11).
Объемную теплоемкость почвы Сv рассчитывают следующим обра-
зом. Переписывают формулу (XIII.7) в виде:
sw
sw
vv
v
VV
ССС
VV
,
(XIII.15)
где s
v
Сиw
v
С -- объемные теплоемкости твердой фазы и почвенной влаги
соответственно; V -- выделенный объем почвы; Vs и Vw -- объемы, зани-
маемые твердой фазой и почвенной влагой соответственно. Учитывая,
что ss
vm
s
СС
, где s -- плотность твердой фазы, а Vw/V=, где -- объ-
емная влажность почвы, запишем:
;
sw
sw
s
w
ss
ss
vm
svm
vm
v
s
Vm
Vm
ССС
θСС
θСС
θ
VV
VV
sw
vm
bv
ССС
θ
.
(XIII.16)
Методика определения и расчеты
Используя стандартные методы, определяют плотность почвы b. Оп-
ределяют содержание органического вещества в сухой почве morg/m, г/г.
Используя формулу (XIII.11) и данные табл. XIII.1, рассчитывают
удельную теплоемкость твердой фазы. Подставляя полученную величину
в (XIII.16), получают расчетную формулу для определения объемной те-
плоемкости в зависимости от влажности.
Пример 3.
В пахотном горизонте серой лесной почвы содержится 3.44% органи-
ческого вещества по отношению к сухой навеске. Плотность почвы 1.61
г/см3. Рассчитать, как объемная теплоемкость такой почвы зависит от
влажности.
Решение. Рассчитаем удельную теплоемкость твердой фазы как сумму
теплоемкостей органической и минеральной составляющих по формуле
(XIII.11). Величины удельных теплоемкостей органической и минераль-
ной составляющих возьмем из табл. XIII.1.
org
m
С = 0.46 кал/гоС
min
m
С = 0.18 кал/гоС
s
m
С = 0.460.0344 + 0.18(1−0.0344) = 0.19 кал/гоС
Глава XIII. Температурный режим и тепловые свойства почв
387
Подставим полученную величину в (XIII.16), учитывая b=1.61 г/см3,
w
v
С =1 кал/см3ºС: Сv = 0.191.61 + θ = 0.31 + θ , кал/ см3ºС.
Получили: объемная теплоемкость сухой почвы равна
0.31 кал/см3 oС; с увеличением влажности объемная теплоемкость возрас-
тает по линейному закону.
XIII.4.2. Лабораторное определение температуропроводности
почвы с использованием теории регулярного режима
Г.М. Кондратьева
Теоретические основы метода
Распространенным методом определения температуропроводности
почвы является лабораторный метод, основанный на теории регулярного
режима Г.М. Кондратьева (Кондратьев, 1954).
Теория регулярного режима описывает, как изменяется температур-
ное поле внутри тела произвольной формы с течением времени, если это
тело нагревается или охлаждается при постоянных внешних условиях.
Если поместить однородное изотропное тело, температура которого рав-
на Ттела, в среду с постоянной температурой Тсреды (рис. XIII.6), то разница
между температурой фиксированной точки тела и температурой среды
Т = Ттела -- Тсреды с течением времени будет стремиться к нулю.
В начальной стадии процесс вы-
равнивания температуры протекает
неупорядоченно. На температурном
поле тела заметно отражаются раз-
личные случайные неравномерно-
сти. После того как влияние началь-
ных неравномерностей температур-
ного поля сглаживается, наступает
стадия регулярного режима. Закон
изменения разницы Т между тем-
пературой Ттела в
ы
б
р
а
н
н
о
йт
о
ч
к
и
тела и температурой Тсреды внешней
среды со временем t приобретает простейшую экспоненциальную форму:
Т = Аеxp(− t),
(XIII.17)
где определяется геометрическими особенностями тела и его тепловы-
ми характеристиками; А -- начальная разница между температурой тела и
температурой среды. Размерность коэффициента А такая же, как у пере-
менной Т: [оС]. Разделив обе части уравнения (XIII.17) на А, перейдем к
безразмерной переменной = Т/А:
= еxp(− t).
(XIII.18)
Рис. XIII.6. Тело, помещенное в
среду с постоянной температурой
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
388
Логарифмируя, получим:
ln= --t.
(XIII.19)
Эта формула показывает, что в стадии регулярного режима натураль-
ный логарифм нормированной разности температур меняется с течени-
ем времени по линейному закону. Дифференцируя (XIII.19), получим
физический смысл величины :
ln,
t
(XIII.20)
т.е. характеризует скорость изменения температуры тела в стадии регу-
лярного режима. В зависимости от того, нагревается или охлаждается
тело, называют темпом нагревания или охлаждения тела. Размерность
величины -- [час-1], [с-1]. Следовательно, показатель экспоненты в урав-
нениях (XIII.17) и (XIII.18) -- величина безразмерная. Обратная темпу
нагревания (охлаждения) величина = 1/, имеющая размерность време-
ни, служит мерой термической инерции тела.
Чтобы определить величину , строят кривую зависимости натураль-
ного логарифма от времени, которая при наступлении регулярного ре-
жима обращается в прямую. Скорость убывания величины ln на линей-
ном участке равна .
Интенсивность теплообмена тела со средой и, соответственно, темп
изменения температуры тела определяются не только внутренними теп-
ловыми характеристиками тела, но и условиями на его границе. Полага-
ют, что препятствий для теплообмена на границе практически нет, если
тело имеет тонкую металлическую оболочку, а окружающей средой яв-
ляется хорошо перемешиваемая вода. При отсутствии препятствий для
теплообмена на границе интенсивность теплообмена тела со средой оп-
ределяется исключительно внутренними свойствами тела. Соответствен-
но темп изменения температуры зависит только от тепловых свойств
материала и пропорционален его температуропроводности , причем ко-
эффициент пропорциональности -- геометрическая величина, зависящая
от формы и размеров тела:
=.
(XIII.21)
Для тела цилиндрической формы постоянная рассчитывается по
формуле:
22
1
2.4048
rh
,
(XIII.22)
где r -- радиус цилиндра, h -- высота цилиндра.
Лабораторный метод регулярного режима основан на эксперимен-
тальном изучении динамики прогревания (или охлаждения) почвенного
Глава XIII. Температурный режим и тепловые свойства почв
389
образца, помещенного в среду с постоянной температурой, и последую-
щем расчете температуропроводности почвы по формулам (XIII.20)-
(XIII.22). Измерителем перепада температур между серединой почвенно-
го образца и окружающей средой служит медно-константановая термо-
пара (рис. XIII.7), подсоединенная к вольтметру постоянного тока. В диа-
пазоне 18-35оС термоэдс термопары V линейно связана с разницей темпе-
ратур на ее спаях Т с коэффициен
то
м пропорциональности k=0.036
мВ/град: V=kТ. Коэффициент k называют коэффициентом термоэлектро-
движущей силы термопары. При этом Т=V/k=27.78V, где V в мВ, Т в оС.
Метод регулярного ре-
жима п
о
з
в
о
л
я
е
тп
о
л
у
ч
а
т
ь
зависимость температуро-
проводности от влажности
как для насыпных почвен-
ных образцов, так и для мо-
нолитов. Однако в силу ог-
раниченности размеров из-
мерительной ячейки, а также
из-за неизбежного наруше-
ния почвенной структуры
при отборе образцов этот
метод может давать систематическую ошибку. Одним из источников сис-
тематической ошибки является неучет в формуле (XIII.21) перемещения
почвенной влаги под влиянием температурного градиента.
Методика определения.
Лабораторное определение зависимости температуропроводности
почвы от влажности методом регулярного режима проводят следующим
образом. Взвешивают полый тонкостенный металлический цилиндр, ре-
зультат взвешивания pцил записывают. Измеряют и записывают высоту
цилиндра h и его радиус r.
Производят отбор почвенного монолита из интересующего горизон-
та. Название почвы, горизонт и глубину отбора образца записывают. В
лаборатории почву насыщают до капиллярной влагоемкости, поместив
цилиндр с почвой на слой влажного песка внутри герметично закрытой
камеры, в качестве которой можно использовать эксикатор. Цилиндр с
почвой выдерживают на влажном песке около 3-х дней, пока не увлаж-
нится верхний срез монолита. Затем цилиндр с почвой помещают в ста-
канчик с водой и под напором насыщают почву до полной влагоемкости.
Взвешивают термопару, записывают результат pт. Помещают спай тер-
мопары в середину почвенного образца, более короткий спай оставляют
снаружи.
Рис. XIII.7. Термопара: 1 -- медная проволо-
ка, 2 -- константановая проволока, 3 -- кера-
мический изолятор, 4 -- спай термопары.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
390
В таблицу XIII.2 записыва-
ют дату проведения экспери-
мента. Взвешивают цилиндр с
почвой и термопарой, получен-
ный вес p записывают в табл.
XIII.2. Закрывают цилиндр
крышкой и зажимают его в тис-
ки, используя резиновые про-
кладки для предотвращения
попадания воды из термостата в
цилиндр (рис. XIII.8). Подклю-
чают вольтметр в цепь термо-
пары. Устанавливают темпера-
туру воды в термостатах на
уровнях 20оС и 25оС. Помеща-
ют цилиндр с почвенным об-
разцом в термостат с темпера-
турой воды 20оС (рис. XIII.9).
После термостатирования в те-
чение 30 мин убеждаются, что
температура почвы в середине
цилиндра совпадает с темпера-
турой воды в термостате и
вольтметр показывает «0». Пе-
ремещают цилиндр с почвой в
термостат с температурой воды
25оС и включают секундомер. В
течение 10 мин снимают пока-
зания вольтметра с интервалом
30 с. Результаты заносят в табл.
XIII.3. Выключают секундомер.
Вынимают тиски из термостата.
Вынимают цилиндр с образцом
почвы из тисков, оставляют
открытым.
Когда почва подсохнет и
потеряет в весе около 5 г, цилиндр с почвой закрывают (заворачивают в
целлофан) и оставляют на сутки, чтобы влага в образце распределилась
равномерно. Через сутки взвешивают и повторяют измерения при имею-
щейся влажности. Подсушивание и проведение измерений повторяют до
тех пор, пока почва не перестанет терять в весе (т.е. достигнет воздушно-
сухого состояния). Взвешивают цилиндр с воздушно-сухой почвой. Запи-
сывают полученный вес p0. Вынимают почвенный образец из цилиндра.
Определяют гигроскопическую влажность почвы Wг, г/г. Увлажняют
почву вокруг спая термопары. Вынимают термопару из почвы.
Рис. XIII.8. Схема измерительной
ячейки: 1 -- металлический тонко-
стенный цилиндр; 2 -- почва;
3 -- рамка с тисками; 4 -- крышка;
5 -- резиновые прокладки; 6 -- болт;
7 -- термопара
Рис. XIII.9. Схема эксперименталь-
ной установки: 1 -- т
е
р
м
о
с
т
а
т
;
2--в
о
л
ь
тметр;3--и
з
м
ери
т
е
л
ь
н
а
я
ячейка; 4 -- цепь термопары.
Глава XIII. Температурный режим и тепловые свойства почв
391
Таблица XIII.2
Форма записи результатов
Дата Вес p, г Влажность W, г/г
, час-1
, см2/час
Таблица XIII.3
Форма записи результатов
Дата Время, мин
V, мВ
Т, оС
ln
Расчеты
Рассчитывают постоянную измерительной ячейки п
о формул
е
(XIII.22). Рассчитывают вес абсолютно сухой почвы по формуле:
0
цил
г
1
Т
ас ppp
p
W
.
(XIII.23)
Заполняют третью графу табл. XIII.2, рассчитывая влажность W почвы по
формуле:
цил
Т
ас
ас
pp pp
W
p
.
(XIII.24)
Для каждого значения влажности по формуле Т = V/k = 27.78V (где V в
милливольтах, а Т в оС) рассчитывают величины Т по измеренным
величинам V. Заполняют четвертую графу табл. XIII.3. Разделив величи-
ны Т на Т0, соответствующее начальной разнице температур (вре-
мя = 0), рассчитывают нормированную температуру . Рассчитывают
величины ln . Заполняют соответствующие графы табл. XIII.3. Строят
графики зависимостей Т и ln от времени t. Определяют по графику
ln=f(t) темп нагревания как скорость убывания величины ln в едини-
цу времени. Заносят результат в табл. XIII.2. Рассчитывают температуро-
проводность по формуле = . Заполняют последнюю графу табл.
XIII.2. Повторяют расчеты для каждого значения влажности. Строят гра-
фик зависимости температуропроводности от влажности W.
Пример 4. Ниже представлены результаты определения температу-
ропроводности серой лесной почвы ненарушенного сложения, отобран-
ной из пахотного горизонта. Рассчитать температуропроводность почвы.
Почвенный монолит помещен в цилиндр весом pцил=32.86 г; высота
цилиндра h=10.0 см; радиус цилиндра r=1.9 см. Вес термопары pт=2.26 г.
Вес цилиндра с воздушно-сухой почвой и термопарой: p0 =222.77 г.
Гигроскопическая влажность почвы: Wг = 0.022 г/г.
Решение. Рассчитаем [см2] по формуле (XIII.22):
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
392
22
1
0.588.
2.4048
1.9
10
Рассчитаем вес абсолютно сухой почвы pас [г]:
ас 222.77 32.86 2.26 183.61.
10
.
0
2
2
p
Рассчитаем значения влажности W [г/г] почвы, при которых производи-
лись измерения температуропроводности, по формуле:
32.86 2.26 183.61 .
183.61
p
W
Занесем полученные величины в табл. XIII.2.
Для данных от 09.11 рассчитаем величины Т=27.78V и заполним со-
ответствующую графу табл. XIII.3. Разделив Т на начальную разницу
температур (5.03ºС), получим нормированную температуру . Рассчитаем
ln. Занесем результаты в табл. XIII.3. Построим график зависимости ln
от времени (рис. XIII.10).
Рис. XIII.10. Зависимость натурального логарифма нормированной температуры
от времени t.
Проведем прямую через точки, соответствующие стадии регулярного
режима. При этом не будем учитывать начальные показания, измеренные
до установления регулярного режима, и последние, соответствующие
малым перепадам температуры и, соответственно, большим относитель-
ным ошибкам измерений. По построенному графику определим = 14.6
час-1. Полученную величину занесем в табл. XIII.2. Умножив на посто-
янную , получим температуропроводность для W=0.124 г/г: = =
8.6 см2/час = 2.410-7 м2/с. Повторяя расчеты для каждого значения влаж-
ности, заполним полностью табл. XIII.3 и XIII.2.
Глава XIII. Температурный режим и тепловые свойства почв
393
Таблица XIII.2
Дата
Весp,г
Влажность W,
г/г
, час-1
, см2/час
19.10
20.10
26.10
02.11
09.11
24.11
03.12
18.12
23.01
263.16
271.06
255.08
248.47
241.50
233.42
229.19
225.16
222.77
0.242
0.285
0.198
0.162
0.124
0.080
0.057
0.035
0.022
29.4
31.3
25.0
17.5
14.6
12.0
11.3
11.3
11.8
17.3
18.4
14.7
10.3
8.6
7.1
6.6
6.7
6.9
Таблица XIII.3
Дата
Время, мин V, мВ
Т, оС
ln
...
09.11
...
...
0.0
0.5
1.0
1.5
2.0
2.5
3.0
3.5
4.0
4.5
5.0
5.5
6.0
6.5
7.0
7.5
8.0
...
...
0.181
0.169
0.153
0.137
0.122
0.108
0.095
0.085
0.075
0.066
0.059
0.052
0.046
0.041
0.036
0.032
0.028
...
...
5.03
4.69
4.25
3.81
3.39
3.00
2.64
2.36
2.08
1.83
1.64
1.44
1.28
1.14
1.00
0.89
0.78
...
...
1.00
0.93
0.84
0.76
0.67
0.60
0.52
0.47
0.41
0.36
0.33
0.29
0.25
0.23
0.20
0.18
0.15
...
...
0
--0.07
--0.17
--0.28
--0.39
--0.52
--0.64
--0.76
--0.88
--1.01
--1.12
--1.25
--1.37
--1.48
--1.61
--1.73
--1.87
...
Построим график (рис. XIII.11).
Оборудование
Два жидкостных ультратермостата, вода в которых перемешивается
специальным винтом. Термопара. Цифровой вольтметр постоянного тока
Щ1516. Секундомер. Металлический тонкостенный цилиндр диаметром
4 см и высотой 10 см. Крышка. Рамка с тисками. Резиновые прокладки.
Почвенный монолит или 200 г почвы нарушенного сложени я. Весы.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
394
Рис. XIII.11. Зависимость температуропроводности от влажности W
Использование результатов
Пример 5.
Рассчитать, когда в пахотном слое серой лесной почвы на глубине 10
см будет наблюдаться максимум суточного хода температуры почвы,
если на поверхности он наступает в 14-00. Весовая влажность почвы рав-
на 17.5 %.
Решение. Используем формулу (XIII.3) для фазового сдвига tz на глу-
бине z: 2
zz
t
, где -- период температурной волны, -- коэффици-
ент температуропроводности почвы. По графику рис. XIII.11 определим
температуропроводность почвы при влажности W = 0.175 г/г
:=
11.6 см2/ч. Для =24 ч и =11.6 см2/ч получаем: 10 10 24 4.06
21
1
.
6
t
ч.
Таким образом, на глубине 10 см максимум дневного хода температуры
серой лесной почвы при влажности 17.5 % запаздывает по отношению к
температуре поверхности на 4 ч и наблюдается в 18 ч.
XIII.4.3. Расчетные методы определения температуро-
проводности почвы по полевым данным
Альтернативой лабораторным методам может служить расчетное оп-
ределение температуропроводности почвы с использованием полевых
данных о динамике температуры в пределах почвенного профиля. При-
ведем два способа расчетов: первый основан на использовании аналити-
ческого решения уравнения теплопроводности для периодического верх-
него краевого условия (Тихонов, Самарский, 1966); второй сводится к
численному решению обратной задачи теплопроводности и не требует
каких-либо ограничений для условий на поверхности.
Глава XIII. Температурный режим и тепловые свойства почв
395
Аналитический метод
Теоретические основы метода
Метод основан на использовании первого закона Фурье (XIII.1), опи-
сывающего затухание амплитуды колебаний температуры почвы с глу-
биной. Пусть на поверхности почвы установились гармонические коле-
бания температуры с периодом и амплитудой A0. Тогда на глубинах z1 и
z2 тоже наблюдаются колебания температуры почвы с тем же периодом и
амплитудами 1
z
Aи2
z
A соответственно:
1
2
1
0
2
0
exp
;
exp
;
,
z
e
z
e
e
z
AAh
z
AAh
h
(XIII.25)
где he -- глубина затухания температурной волны.
Отношение этих амплитуд равно:
1
2
12
21
exp
exp
.
z
ze
ee
A
zz
zz
Ah
hh
(XIII.26)
Возьмем натуральный логарифм левой и правой частей:
1
2
21
ln
.
z
ze
Azz
Ah
(XIII.27)
Отсюда получим формулу для определения глубины затухания he:
1
2
21
ln
e
z
z
zz
h
A
A
,
(XIII.28)
ноe
h
, тогда
2
e
h
.
(XIII.29)
Из отношения амплитуд колебаний температуры на двух глубинах
можно по формуле (XIII.28) определить глубину затухания he, а зная he,
по формуле (XIII.29) рассчитать температуропроводность .
При выводе расчетных формул использовались предположения о по-
стоянстве коэффициента температуропроводности в пределах почвенного
профиля и во времени, а также о строго гармонической синусоидальной
форме колебаний температуры на поверхности. Предположение о сину-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
396
соидальной форме колебаний можно заменить условием периодичности
и, используя разложение Фурье верхнего краевого условия, свести задачу
к задаче о распространении гармонической волны. Предположение об
однородности тепловых свойств в пределах профиля и их постоянстве во
времени (означающее, в том числе постоянство влажности почвы) явля-
ется весьма грубым и может приводить к возникновению ошибок опре-
деления температуропроводности при использовании данного метода.
Методика определения.
Измерения температуры почвы проводят в соответствии с методикой
проведения режимных наблюдений. Устанавливают стационарные элек-
тротермометры на верхней и нижней границах слоя, температуропровод-
ность которого требуется определить. Если выбранный слой находится в
пределах слоя суточных колебаний температуры, измерения температуры
почвы на верхней и нижней границах проводят в течение суток ежечасно.
Если выбранный слой находится глубже 50 см, измерения проводят в
течение года раз в две недели. После измерений из выделенного слоя от-
бирают пробы почвы и определяют ее влажность.
Расчеты
По полевым данным о затухании волны с глубиной рассчитывают ве-
личину коэффициента температуропроводности почвы при влажности,
наблюдаемой во время измерений. Для верхней и нижней границ выде-
ленного почвенного слоя определяют максимальное и минимальное зна-
чения температуры за время измерений: Tz1min, Tz1max, Tz2min , Tz2max. Рассчи-
тывают амплитуды колебаний температуры на границах слоя:
1
z
A = Tz1max -- Tz1min ,
2
z
A = Tz2max -- Tz2min .
(XIII.30)
Зная глубины установки термометров z1 и z2 и амплитуды колебания
температуры почвы на этих глубинах 1
z
Aи2
z
A , по формуле (XIII.28) рас-
считывают глубину затухания he. Рассчитывают величину температуро-
проводности по формуле (XIII.29), подставляя длину периода = 24 ч
для суточных и 365 сут для годовых колебаний.
Пример 6.
В табл. XIII.4 приведены результаты измерений температуры серой
лесной почвы в течение суток. Оценить величину температуропроводно-
сти почвы. Влажность почвы на глубинах 5-25 см -- 0.21 г/г.
Решение. Рассчитаем температуропроводность почвы в слое 15−20 см.
z1=15см;z2=20см.
Найдем в табл. XIII.4 максимальные и минимальные значения темпе-
ратуры на глубинах 15 и 20 см.
Глава XIII. Температурный режим и тепловые свойства почв
397
Т20min = 20.0
Т20max = 22.6
T15min = 20.2
T15max = 23.8
Рассчитаем амплитуды колебаний температуры:
А20=22.6--20.0=2.6
А15=23.8--20.2=3.6
Отсюда глубина затухания: 20 15 5 15.4
3.6 0.325
ln 2.6
e
h
см.
Подставляя τ = 24 ч, получим
2
3.14 15.4 31.0
24
см2/ч.
Таблица XIII.4
Результаты измерений температуры серой лесной почвы в течение суток
Время, час
Т10 см, оС
Т15 см, оС
Т20 см, оС
14-00
15-00
16-00
17-00
18-00
19-00
20-00
21-00
22-00
23-00
00-00
01-00
02-00
03-00
04-00
05-00
06-00
07-00
08-00
09-00
10-00
11-00
12-00
13-00
22.9
23.5
24.2
24.6
24.8
24.8
24.8
24.8
24.2
23.7
23.0
22.4
22.0
21.5
21.0
20.7
20.2
20.1
20.1
20.1
20.1
20.3
20.9
21.7
21.5
22.0
22.5
22.9
23.2
23.3
23.6
23.8
23.6
23.3
23.0
22.7
22.2
22.0
21.6
21.2
20.9
20.8
20.7
20.4
20.2
20.2
20.3
20.9
20.2
20.7
21.1
21.3
21.8
22.0
22.1
22.6
22.5
22.4
22.3
22.2
22.0
21.8
21.3
21.1
20.9
20.8
20.7
20.3
20.1
20.1
20.0
20.2
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
398
Численный метод
Теоретические основы метода
Рассмотрим однородный слой почвы, тепловые характеристики кото-
рой в пределах слоя одинаковы, но могут изменяться во времени, напри-
мер, из-за изменений влажности почвы. Допустим, что для некоторого
момента времени нам известна температура почвы на верхней и нижней
границах этого слоя, а также в его середине.
Рассчитаем, какой будет температура середины слоя через неболь-
шой промежуток времени t.
Будем полагать, что выбранный промежуток времени достаточно
мал, и за время t:
1) тепловые характеристики почвы не изменятся;
2) температура изменится незначительно, так что можно полагать
температурн ые условия квазистационарными.
Запишем уравнение теплопроводности для середины слоя. Пусть
толщина слоя составляет 2h, тогда расстояния между его серединой и
границами равны h. Обозначим температуру верхней границы Т1, середи-
ны -- Т2, нижней границы -- Т3 (рис. XIII.12). Мысленно разобьем наш
слой на два полуслоя одинаковой толщины h и рассчитаем потоки тепла
через середины верхнего (q1) и нижнего (q2) полуслоев. Полагая темпера-
турные условия стационарными, запишем уравнения для потоков тепла
через верхний и нижний полуслои:
21
1
32
2
;
.
TT
q
h
TT
q
h
(XIII.31)
Рассмотрим параллелепипед сечения S и высотой h, заключенный
между серединами полуслоев, и запишем закон сохранения энергии для
этого параллелепипеда. За время t в объем поступит тепло
12
()
Qqq
S
t
.
(XIII.32)
При этом температура почвы увеличится на
12
()
.
vv
tqq
Q
TСShСh
(XIII.33)
Подставляя (XIII.31) в (XIII.33), получим:
312
312
22
(2
)(2
)
,
v
tTTT t
TTT
T
hСh
(XIII.34)
Глава XIII. Температурный режим и тепловые свойства почв
399
т.е. в приближении квазистационарности приращение температуры Т
линейно связано с температуропроводностью . Отсюда
2
312
.
2
hT
tTTT
(XIII.35)
Таким образом, температуропроводность почвы рассчитывают по
формуле:
2
42
312
,
2
TT
h
tTTT
(XIII.36)
где Т4 -- температура середины слоя через время t.
Рис. XIII.12. К выводу формулы (XIII.36)
Методика определения и расчеты
В пределах почвенного горизонта, температуропроводность которого
требуется определить, по вертикали устанавливают термометры -- не ме-
нее трех. Расстояние между соседними термометрами выбирают так, что-
бы слой почвы в пределах этого расстояния можно было считать одно-
родным. Проводят измерения температуры почвы. После измерений тем-
пературы определяют влажность почвы.
Расчеты
Рассчитывают температуропроводность почвы, пользуясь формулой
(XIII.36).
Пример 7. Рассчитать температуропроводность пахотного горизонта
серой лесной почвы, пользуясь данными табл. XIII.4.
Решение. Рассчитаем температуропроводность слоя почвы 10-20 см,
используя данные измерений температуры на глубинах 10, 15 и 20 см в
19-00 и 20-00:
z1=10 см; z2=15 см; z3=20 см;
h=z3--z2=z2--z1=5см;
T1=24.8оС; T2=23.3оС; T3=22.0оС
За время t=1 час температура на глубине z2 возросла до T4=23.6оС.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
400
Подставляя полученные цифры в (XIII.36), получим:
2
52
3
.
6
2
3
.
3
0
.
3
25
37.5
12
4
.
82
2
.
022
3
.
34
6
.
84
6
.
6
см2/ч.
Обсуждение результатов. Внимательный читатель обратил внимание
на расхождение величин температуропроводности серой лесной почвы,
полученных разными методами. В самом деле, по одним и тем же данным
полевых наблюдений за температурным режимом почвы (табл. XIII.4), мы
получили для коэффициента температуропроводности значение 31.0 см2/ч,
пользуясь аналитическим выражением первого закона Фурье, и 37.5 см2/ч,
используя численный метод. Расхождение между приведенными величи-
нами составляет около 20 %. Более того, в примере 4, иллюстрирующем
применение лабораторного метода регулярного режима, был использован
образец почвы с того же участка, где проводили наблюдения за температу-
рой почвы (табл. XIII.4, примеры 6 и 7). Температуропроводность почвы,
определенная в лаборатории, менялась в зависимости от влажности в диа-
пазоне от 6.6 до 17.3 см2/ч (табл. XIII.2). Максимальное значение темпера-
туропроводности почвы, полученное в лаборатории (17.3 см2/ч), оказалось
почти в два раза меньше величин, рассчитанных по полевым данным (31.0
см2/ч и 37.5 см2/ч).
Причина возникновения столь значительных расхождений, на наш
взгляд, заключается в следующем. Дело в том, что все предложенные в
данной книге методы определения температуропроводности почвы явля-
ются по сути своей методами косвенными. Каждый из них основан не на
определении (дефиниции) температуропроводности, а на предположении
о закономерностях развития температурного поля почвы и связи динами-
ки температуры почвы с температуропроводностью последней. Если в
реальности предположения, положенные в основу теоретического обос-
нования метода, нарушаются, то и итоговая расчетная формула неизбеж-
но дает ошибку -- ошибку данного метода. Так, например, в теории регу-
лярного режима Г.М. Кондратьева используется понятие эффективной
температуропроводности, объединяющей все механизмы переноса тепла
в почве, включая связанные с движением почвенной влаги. При реализа-
ции метода регулярного режима на практике радиальный перенос влаги и
соответственно перенос тепла с влагой не реализуется в полной мере из-
за ограниченности размеров образца. Поэтому величина эффективной
температуропроводности, полученная лабораторным методом, оказыва-
ется заниженной. По-видимому, величина ошибки связана с размером
используемых цилиндров. Можно ожидать, что в области низких влаж-
ностей ошибка метода регулярного режима должна быть меньше, чем в
области подвижной почвенной влаги.
Аналитический метод, основанный на использовании первого закона
Фурье, предполагает, что колебания температуры почвы имеют строго
синусоидальный характер и что свойства почвы не изменяются с глуби-
Глава XIII. Температурный режим и тепловые свойства почв
401
ной и во времени. Ошибка метода связана с тем, что оба эти предположе-
ния на практике не выполняются. Численный метод не требует таких же-
стких предположений; для проведения вычислений достаточно, чтобы в
течение выбранного малого промежутка времени температура почвы ме-
нялась незначительно, а тепловые характеристики были постоянными в
пределах выделенного слоя. Эти условия выполняются тем лучше, чем
меньше будет выделенный слой и промежуток времени. Но при этом
уменьшаются и градиенты температуры, входящие в расчетную формулу.
Ясно, что при уменьшении перепадов температуры до величин, сравни-
мых с точностью измерений, ошибка определения температуропроводно-
сти будет увеличиваться. Поэтому при использовании численных мето-
дов приходится искать компромисс между стремлением к выполнению
условий квазистационарности и необходимостью оставаться в области
значимых градиентов температуры.
Автор надеется, что высказанные соображения будут полезны чита-
телю при выборе методов проведения исследований, а также при анализе
и сравнении многочисленных литературных данных, полученных с ис-
пользованием различных методов.
Литература
Вадюнина А.Ф., Корчагина З.А. Методы исследован
и
я физи
ческ
и
х
свойств почв. М., 1986.
Кондратьев Г.М. Регулярный тепловой режим. М., 1954.
Павлов А.В. Теплообмен почвы с атмосферой в северных и умеренных
широтах территории СССР. Якутск, 1975.
Тихонов А.Н., Самарский А.А. Уравнения математической физики.
М., 1966.
Физика среды обитания растений. Л., 1968. 304 с.
Хромов С.П., Петросянц М.А. Ме
т
е
оро
л
о
г
и
яик
л
и
м
а
т
о
л
о
г
и
я
.М.
,
1994.
ГЛАВА XIV
ГАЗОВАЯ ФАЗА ПОЧВ
Теория
Изучение почвенного воздуха осуществляется в настоящее время в
двух наиболее важных экологических аспектах. Первый, традиционный
для физики почв связан с оценкой водно-воздушного режима, степени
аэрированности почвы и влияния состава газовой фазы на рост и разви-
тие растительных культур. Второй касается исследования экологической
газовой функции почвы, являющейся важнейшим резервуаром, источни-
ком и стоком газообразных веществ по отношению к атмосфере. Этот
аспект приобретает особую значимость в связи с глобальными экологи-
ческими проблемами современности -- загрязнением окружающей среды
и парниковым эффектом. Таким образом, раздел физики почв, изучаю-
щий газовую фазу входит в программы многих почвенных, почвенно-
мелиоративных, экологических, геофизических, биосферных и других
исследований.
Заметим, что вопреки расхожему мнению, исследование почвенного
воздуха является в методическом отношении не менее сложной задачей,
чем анализ жидкой фазы, и до сих пор в этой области почвоведения оста-
ется много неизученного. Это, прежде всего, исследование взаимоотно-
шений газовой фазы с двумя другими фазами почвенной физической сис-
темы -- твердой и жидкой, а также количественное описание влияния жи-
вых организмов и продуктов их жизнедеятельности на состав и состояние
почвенного воздуха. Недостаточно изучена проблема массопереноса га-
зообразных веществ в почве, физических механизмов и моделирования
этого явления. Существующие модели динамики газовой фазы почв в
большинстве случаев базируются на предпосылке о ведущей роли диф-
фузионного механизма массопереноса, а фактор конвекции почвенного
воздуха до сих пор остается малоизученным. Не достаточно хорошо ис-
следован микросостав почвенного воздуха и закономерности его форми-
рования, что связано с отсутствием методических разработок в этой об-
ласти и необходимостью использования дорогостоящего оборудования.
Детальное обсуждение проблем современной физики газовой фазы почв,
а также пути их решения содержатся в недавно вышедшей на ф-те почво-
ведения МГУ монографии (Смагин, 2005). В предлагаемое пособие по-
Глава XIV. Газовая фаза почв
403
мещены некоторые методы количественного анализа газовой фазы почв,
использующиеся в научных исследованиях и учебных практиках на ка-
федре физики и мелиорации почв ф-та почвоведения МГУ.
Поскольку конечной целью подобных исследований является пред-
ставление закономерностей поведения компонентов газовой фазы почвы
в виде математических моделей, приводимые ниже методики позволяют
произвести информационное обеспечение необходимых структурных
блоков моделей: определение концентраций газов внутри почвы и их ди-
намики, контроль за граничными условиями (дыхание почвы), исследо-
вание закономерностей переноса (транспорта) газов и их генерирования
(поглощения) внутри почвы как пористой трехфазной биокосной физиче-
ской системы.
XIV.1. Анализ содержания макрокомпонентов почвенного
воздуха с помощью портативного газоанализатора ПГА-7
Теоретические основы метода
Макрокомпонентами почвенного воздуха принято называть газы, с о-
держание которых превышает условный порог концентраций в 100 ррm
(0.01% от объема газовой фазы). Сухой атмосферный воздух содержит
при обычных условиях 78% азота, 21% кислорода и 0.035% диоксида
углерода. Доля последнего компонента неуклонно нарастает из за антро-
погенной разбалансировки круговорота углерода на планете. Состав поч-
венного воздуха существенно отличается от атмосферного в силу специ-
фических биогенных процессов поглощения-выделения газов внутри
почвы, а также инерционности газообмена с атмосферой. Основное отли-
чие состоит в увеличении доли СО2, выделяющегося в почве при жизне-
деятельности микроорганизмов и корней растений, а также в снижении
концентрации кислорода, расходующегося на дыхание организмов и
окисление ряда химических соединений. В аэрированных почвах содер-
жание СО2 обычно находится в диапазоне 0.05-1%, а кислорода -- 20-21%
от объема пор аэрации. Последняя величина ( а) определяется по разно-
сти между общей порозностью ( ) и объемной влажностью почвы ( ):
а = =1b/sbW,
(XIV.1)
где b, s -- плотности почвы и ее твердой фазы.
Считается, что для оптимальных условий роста большинства расте-
ний содержание пор аэрации должно быть не менее 20-25% ( а > 0,20).
Избыточное увлажнение приводит сокращению порозности аэрации,
застою почвенного воздуха из-за нарушения газообмена с атмосферой и
развитию анаэробных процессов. В таких почвах содержание кислорода
падает до 15-19%, а доля углекислого газа возрастает до 3-4% и более.
Кроме того, в составе макрокомпонентов почвенного воздуха начинают
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
404
появляться редуцированные газы (CH4, H2S, N2O
). Для многих культур
снижение концентрации О2 до 15-18%, и превышение содержания СО2
3% приводят к кислородному голоданию и токсикозу корневых систем. В
переувлажненных землях (болотные почвы, марши, рисовники
) кон-
центрации углеродсодержащих газов (СО2, СН4) могут варьировать от
нескольких единиц до десятков объемных процентов, а уровень кислоро-
да -- снижаться до 4-6% и менее.
В целом для анализа содержания макрокомпонентов почвенного воз-
духа достаточно использовать приборы среднего класса точности (0.01-
0.1%). Обычно в почвоведении для этого применяются газовые хромато-
графы, снабженные двумя типами детекторов -- п
л
а
м
е
н
н
о
-
ионизационным и катарометром, например, ЛХМ, Хром-5, ХПМ (Совре-
менные физические и химические методы..., 1987). В последнее время в
практику исследований с этой целью стали внедряться портативные газо-
анализаторы комбинированного типа, в которых углеродсодержащие га-
зы определяются с помощью ИФК-спектоскопии, а кислород -- посредст-
вом электрохимического датчика. Отечественная промышленность вы-
пускает серию таких приборов под общим названием ПГА (портативный
газоанализатор). Для исследования макрокомпонентов почвенного возду-
ха наиболее подходящими являются приборы ПГА -- 12 (СО2, О2) или
ПГА -- 7 (СО2, СН4, О2). Для отбора проб целесообразно использовать
стационарные камеры накопительного типа, устанавливаемые в почве на
определенных глубинах в зависимости от цели исследования. Ниже будет
приведена одна из возможных конструкций подобных пробоотборников,
разработанная и применяемая на кафедре физики и мелиорации почв ф-та
почвоведения МГУ.
Описание приборов и порядок работы
Портативный газоанализатор ПГА--7 предназначен для определения
содержания СО2, СН4, О2 в газовых пробах в диапазоне концентраций 0-
2% СО2, 0-5% СН4 и 0-30% О2 с точностью 0.01% СО2, 0.1% СН4 и О2.
Минимальный объем воздушной пробы -- 20 см3. Электропитание прибо-
ра осуществляется от встроенных аккумуляторов, с максимальным ре-
сурсом работы 16 часов. Зарядка аккумуляторов производится от обыч-
ной сети переменного тока. Габариты прибора 83х33х270 мм при массе
не более 0.8 кг. В комплект поставки помимо прибора входят устройства
для зарядки аккумуляторов, а также для ручного ввода газовой пробы в
прибор и его продувки с помощью резиновой груши . Для установки нуля
датчиков используется чистый атмосферный воздух или нулевой пове-
рочный газ (например N2). При использовании атмосферного воздуха
прибор выдает показания: 20.9% О2, 0.03% СО2 и 0.0% СН4.
На лицевой панели газоанализатора расположены: цифровое табло,
кнопки ВКЛ, ВЫБОР, РЕЖИМ, ВЫКЛ и светодиод, сигнализирующий
Глава XIV. Газовая фаза почв
405
о превышении в воздухе пороговой концентрации метана (1%), диоксида
углерода (0.5%) и кислорода (19.5%).
Порядок работы на приборе следующий. Нажать кнопку ВКЛ. Если
на световом табло отсутствует индикация, зарядить аккумуляторную ба-
тарею, присоединив к разъему на крышке прибора зарядное устройство.
При заряженных аккумуляторах на цифровом табло должны поочередно
высвечиваться символы инициализации в течение 30-40 с, после чего
появится условный символ измеряемого газа («Н» -- СН4, «L» -- CO2, «Р»
-- О2). С помощью кнопки ВЫБОР установить требуемый измерительный
канал, присоединить систему отбора пробы к разъемам на крышке при-
бора (верхние слева -- О2, нижние справа -- СО2 и СН4 ) и прокачать гру-
шей воздух трехкратным нажатием. На цифровом табло появится значе-
ние содержания измеряемого газа в пробе воздуха в объемных процентах.
Прокачать анализатор чистым воздухом или поверочной смесью и ввести
следующую пробу. Сменить кнопкой ВЫБОР измерительный канал и
произвести измерение других газов вышеуказанным способом. Периоди-
чески осуществлять контроль нуля (особенно для метана). Если индика-
тор не обнуляется при прокачке прибора чистым воздухом или повероч-
ной смесью -- установить ноль в следующем порядке: Нажать кнопку
РЕЖИМ два раза с паузой 2-3 с. Прокачать прибор чистым воздухом (ну-
левым газом) и нажать кнопку ВКЛ. После звукового сигнала анализатор
переходит в режим измерения с новым значением нуля. Для оценки ре-
сурса времени работы аккумуляторной батареи использовать кнопку
ВЫБОР. Значение оставшегося времени в часах можно узнать по табло,
нажав кнопку после измерений на кислородном канале (регистр «Р»).
Последующее нажатие инициирует первый канал «Н» -- на метан и т.д.
По окончании работы выключить прибор нажатием кнопки ВЫКЛ.
Для отбора проб почвенного воздуха предлагается использовать пер-
форированные камеры объемом не менее 20 см3, выполненные из инерт-
ного материала (пластмасса, стекло, нержавеющий металл). Удобно ис-
пользовать пластмассовые флаконы для хранения почвенного раствора. В
крышку флакона герметично вставляется тонкий ПВХ-шланг (оплетка от
телефонного кабеля диаметром не более 1 мм), выводимый на поверх-
ность почвы. Верхний отрезок ПВХ-шланга соединяется с обрезанной иг-
лой от медицинского шприца, через которую можно отбирать образцы
почвенного воздуха из закопанной на определенную глубину камеры с по-
мощью разряжения. Для этого можно применять пластмассовые шприцы
объемом от 20 см3. После отбора пробы заборное отверстие (пластмассовая
часть иглы) закрывается тонкой пробкой. При анализе газовой фазы об-
водненных почв камера изолируется специальной мембраной (полиэтилен,
силикон, резина), пропускающей газы, но непроницаемой для воды (Со-
временные физические и химические методы
, 1987).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
406
Альтернативный вариант -- использование камер вытеснительного
типа, у которых перфорировано только дно. В такую камеру изначально
закачивают через ПВХ-шланг атмосферный воздух или инертный газ в
объеме, превышающем объем камеры. Газ вытесняет из камеры воду че-
рез отверстия в дне и приходит в равновесие с окружающей средой, от-
куда в него поступают компоненты почвенного воздуха. После чего воз-
дух из камеры извлекается посредством откачки шприцем через ПВХ-
шланг и вводится в газоанализатор. Поступившая в камеру вода вытесня-
ется новой порцией газа или тем же воздухом, который использовался
для анализа. В случае отборника вытеснительного типа выводной шланг
на поверхности почвы должен быть герметизирован с особой тщательно-
стью. Для этого рекомендуется использовать склеенный с иглой отрезок
тонкого пластмассового шприца, в который плотно вставляется резино-
вая заглушка -- пробка от пенициллинового флакона. Отбор проб и закач-
ка газа в систему осуществляется при этом шприцем с иглой, с помощью
которой прокалывается резиновая пробка -- заглушка.
Количество камер-пробоотборников и глубина их расположения в
почве зависят от конкретных целей исследования. При этом удобно со-
вместить все камеры в единый пробоотборник, выполненный из отрезка
трубы (материал инертный). Он устанавливается вертикально в скважи-
ну, пробуренную в почве, на весь срок наблюдений.
Методика определения и расчеты
Присоединить к заборному отверстию пробоотборника пластмассо-
вый шприц (объемом не менее 20 см3) и, медленно поднимая поршень,
откачать пробу почвенного воздуха с данной глубины. Ввести пробу в
предварительно включенный и настроенный на измерение требуемого
газа анализатор ПГА, для чего присоединить шприц с пробой почвенного
воздуха, к входному отверстию ПГА посредством ПВХ-шланга. Затем
одновременно сжать и отпустить резиновую грушу заборного устройства
прибора и вдвинуть поршень шприца внутрь. Через 10-20 сек прибор от-
разит на дисплее содержание газа в объемных процентах. После этого
прокачать чистым воздухом (нулевым газом) измерительный канал при-
бора с помощью резиновой груши и, дождавшись индикации нуля на
дисплее, ввести следующую пробу. Если содержание газа в почвенном
воздухе превышает рабочий диапазон измерений прибора (0-2% СО2, 0-
5% СН4 и 0-30% О2), следует разбавить пробу атмосферным воздухом
или инертным газом. Для этого соединить шприц, в котором определен-
ную часть объема занимает проба почвенного воздуха, с другим шпри-
цом, содержащим определенный объем газа-разбавителя. Одновременно
перемещая поршни шприцев смешать газы и произвести определение
состава полученной смеси на ПГА указанным выше способом. При рас-
чете реального содержания газа в почвенном воздухе учесть, во сколько
раз была разбавлена проба. По окончании работы выключить прибор.
Глава XIV. Газовая фаза почв
407
Рекомендуем синхронно с определением объемного содержания га-
зов в почве, измерять температуру почвы (T) и атмосферное давление (P).
Это дает возможность рассчитать концентрации измеряемых газообра з-
ных компонентов, согласно следующей формуле:
c = PXM/100RT,
(XIV.2)
где c -- концентрация газа (г/м3), P- атмосферное давление (Па), X -- объ-
емное содержание газа (%), M -- молярная масса газа (г/моль), R -- универ-
сальная газовая постоянная (8.31 Дж/мольК), T -- температура воздуха на
данной глубине (К).
Пример 1.
При анализе газовой фазы дерново-подзолистой пахотной почвы
УОПЭЦ «Чашниково» оказалось, что на глубине 50 см содержание СО2
составило 1.3% при температуре 14оС (287 К) и атмосферном давлении
740 мм. рт. ст. (98.6×103 Па). Используя (XIV.2), рассчитаем концентра-
цию СО2 на данной глубине: c = 98.6×103×1.3×44/100×8.31×287 = 23.6
г/м3. Традиционно используемый специалистами расчет по закону Аво-
гадро (1 моль газа занимает 22.4 л) неверен, поскольку закон Авогадро
справедлив для нормальных условий (273 К и 101.1кПа), а в почве темпе-
ратура и давление могут быть иными. Так для данного примера подоб-
ный расчет даст завышенную концентрацию СО2 (25.5 г/м3). На рис.
XIV.1 приведены примеры профильных распределений концентраций
газов в перегнойно-торфяно-глеевой почве (УОПЭЦ «Чашниково», июль
2001), полученные по описанной выше методике.
Рис. XIV.1. Профильные распределения газов в перегнойно
-торфяно-глеевой почве
Определение производилось на четырех участках угодья (пастбищ-
ный луг) в течение трех дней. Затем данные были усреднены. Как видно
из рисунка, концентрации кислорода и диоксида углерода достаточно
сильно варьируют, что вообще характерно для компонентов газовой фа-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
408
зы, как наиболее мобильной составляющей почвенной физической сис-
темы. Полученные профильные распределения достаточно типичны для
исследуемой почвы -- снижение содержания кислорода с глубиной и уве-
личение концентраций углекислого газа. Поскольку источником кисло-
рода служит атмосфера, а в почве он расходуется на окислительные про-
цессы, по мере удаления от поверхности его содержание убывает. Угле-
кислый газ, напротив, выделяется в почве и поступает в атмосферу, где
его концентрация минимальна. Поэтому верхние горизонты из-за непре-
рывно идущего газообмена с атмосферой обедняются диоксидом углеро-
да, а на глубинах, удаленных от поверхности почвы он способен накап-
ливаться. Этому также способствует естественная конвекция СО2 в поле
силы тяжести в газообразной форме (гравитационное стекание) и в соста-
ве почвенной влаги, поскольку СО2 является хорошо растворимым газом.
Увеличение концентраций кислорода и снижение СО2 в зоне грунтовых
вод на глубине 100 см. можно объяснить двумя причинами. Во-первых,
исследование проводилось в начале июля и, возможно, биологические
процессы в почве после зимней паузы еще не достигли такой интенсив-
ности, чтобы изменить состав газовой фазы на такой глубине. Во-вторых,
талые воды и интенсивные атмосферные осадки способствовали обога-
щению грунтовых вод кислородом и обеднению СО2, что приводило к
аналогичным изменениям равновесного состава почвенного воздуха на
указанной глубине под действием газообмена с жидкой фазой.
XIV.2. Определение дыхания почвы методом закрытых ка-
мер с помощью портативного газоанализатора ПГА-7
Теоретические основы метода
Процесс выделения СО2 и потребления кислорода почвой носит назва-
ние почвенного дыхания и является важным интегральным показателем
биологической активности. Интенсивности потребления кислорода почвой
составляют величины порядка n (10--100) мг/м2час, а выделения углекисло-
го газа -- n (10--1000) мг/м2час и способны сильно варьировать в зависимо-
сти от термодинамических условий, характера почвы и ее обитателей.
Среди компонентов, принимающих участие в почвенном дыхании,
максимальное значение имеют микроорганизмы, тогда как на долю кор-
ней приходится около трети от общего потока СО2 из почвы. Существу-
ют сведения о гетеротрофной фиксации СО2 микроорганизмами почвы,
но масштабы этого процесса изучены слабо и вряд ли соизмеримы с тем-
пами дыхания. То же можно сказать и о физико-химических механизмах
иммобилизации СО2 -- растворении, химических реакциях в растворе,
адсорбции при низких температурах и (или) кислотности почвы. Суточ-
ная динамика почвенного дыхания (по выделению СО2) зависит от типа
экосистемы и биоклиматического пояса, определяющих в свою очередь
Глава XIV. Газовая фаза почв
409
биологическую активность и термодинамические условия протекания
процесса -- температуру, влажность почвы (Дыхание почвы, 1993; Мака-
ров, 1988). Для сообществ умеренного климата характерны дневные и
вечерние максимумы выделения СО2 почвой при минимуме в утренние
часы, объясняемые суточным ходом температур и биологической актив-
ностью (эвапотранспирацией, корневым дыханием, ритмикой микробо-
ценоза). Увеличение влажности приводит к усилению пространственного
варьирования дыхания, и по мере насыщения почвы -- к падению интен-
сивности процесса до 1-10 мг/м2час в связи с сокращением воздухонос-
ной пористости и ухудшением газообмена с атмосферой. В течение сезо-
на максимальное дыхание отмечается в середине лета, а минимальное -- в
зимнее время.
В связи с тенденцией потепления климата планеты возможна пролон-
гация периода активной микробиологической активности, и, соответст-
венно, почвенного дыхания, о чем свидетельствуют спорадические дан-
ные об интенсивной деструкции органических веществ в почвах лесной
зоны в зимнее время (Смагин, 2005). Для почв аридного климата экстре-
мальные температуры в полуденные часы и летний период снижают био-
логическую активность, поэтому в дневном и сезонном циклах на это
время приходятся минимумы дыхания. Увеличение интенсивности на-
блюдается после выпадения осадков и поступления опада эфемеров в
весенне-осенние периоды, а в суточном цикле -- в утренние и вечерние
часы после спада жары. При использовании абсорбционных методов оп-
ределения дыхания с помощью растворов-поглотителей СО2, необходимо
учитывать кажущиеся изменения дыхания, связанные с зависимостью
растворимости газа от температуры. Например, при охлаждении раствора
на поверхности почвы с 25-30 до 5-10оС в суточном цикле растворимость
СО2 увеличится в 1.5-2 раза, что приведет к адекватному завышению ре-
зультатов определения почвенного дыхания.
Сезонная динамика СО2 проявляется наиболее активно в верхней
толще почвы, где сосредоточены основные биогенные источники и в
максимальной степени проявляется изменчивость температуры и влаж-
ности. Это положение подтверждается прямыми наблюдениями за дина-
микой концентраций газа в почвенном профиле (Смагин, 2005). Свежий
опад, органические удобрения усиливают процессы разложения и выде-
ления СО2 вплоть до нескольких граммов в час с квадратного метра по-
верхности почвы. В связи с этим в сезонной динамике этого показателя
могут наблюдаться кратковременные максимумы в осеннее время до на-
ступления холодов. Как показывают исследования (Кудеяров и др., 1995),
различия, связанные с термодинамическими условиями и свойствами
почв, нивелируются в течение вегетационного сезона, и средние значения
эмиссии углекислого газа в атмосферу разными типами почв варьируют в
небольших пределах: 1.5-2.4 гС/м2сут.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
410
Поскольку удельное дыхание мало меняется при переходе от одного
типа почвы к другому, величина суммарной эмиссии за год будет в ос-
новном определяться продолжительностью вегетационного периода, а не
особенностями почв. Этот вывод позволил вышеупомянутым исследова-
телям дать ориентировочную оценку дыхания почв России с учетом пе-
риода биологической активности и площади, занимаемой данной группи-
ровкой почв.
Обобщая полученные результаты с более ранними оценками, можно
заключить, что наименьшая интенсивность среднегодовой эмиссии СО2
свойственна почвам тундры (0.3-0.7 тС/га год), а наибольшая -- чернозе-
мам (6-8 тС/га), буроземам Дальнего Востока (6-8 тС/га и более), крас-
ным ферралитным почвам субтропиков и тропиков (5-9 тС/га). Подзоли-
стые и дерново-подзолистые почвы выделяют в среднем 1.5-3 тС/га, серые
и бурые лесные 2-6 тС/га, каштановые -- 2-4 тС/га в год (Смагин, 2005).
Наиболее распространенный метод для оценки эмиссии газов и паров
почвой носит название метода камер. Закрытая или (реже) проточная ка-
мера объемом (V) и площадью поперечного сечения (S) устанавливается
на определенный срок (t) на поверхность почвы, после чего в ней опре-
деляется изменение концентрации газа (c). Расчет эмиссии (q) произво-
дится по формуле:
ΔcV
qSt
(XIV.3)
или, если камера правильной формы
Δch
qΔt
,
где h -- высота камеры. В случае проточной камеры:
q=f c/S,
где f -- объемная скорость потока воздуха.
Если интервалы времени t достаточно велики и соизмеримы с ха-
рактерным временем диффузии в уравнение (XIV.3) вводится поправка
на диффузионный поток, выносящий часть газа из камеры:
exp10
D(c c)
q1(
D
t
/
h
)
,
1
ln 10
2
cc
h
DΔt
c
c
,
(XIV.4)
где c0, c1, c2 -- концентрации в камере через одинаковые промежутки вре-
мени t, D -- вспомогательная константа, численно равная отношению
эффективного коэффициента диффузии газа к длине пути диффузионного
переноса из камеры в окружающее пространство.
Глава XIV. Газовая фаза почв
411
Методика определения и расчеты
На исследуемой территории удалить зеленые части растений и уста-
новить камеру для измерения почвенного дыхания. Стационарные каме-
ры-изоляторы выполняются из инертного материала (оргстекло, пласт-
масса, металл) и снабжаются герметично закрытым отверстием для отбо-
ра газовых проб, вентилятором для перемешивания воздуха и термомет-
ром для контроля температуры внутри камеры. Последний необходим,
поскольку отличие температурного режима экранированного камерой
участка почв ы от нативного может при водить к изменению величин поч-
венного дыхания. Рекомендуется при установке камеры использовать
специальный фундамент-основание, выполненный из крепкого металла.
Он врезается в почву на глубину 2-4 см. По периметру верхней части ос-
нования имеется желоб, в который помещается нижняя кромка камеры.
Во избежание газообразных потерь из камеры, желоб заливается водой
или насыщенным раствором поваренной соли (водяной замок). В более
простом варианте камера изготавливается из подручных средств, напри-
мер, жестян ых банок, края которых затачиваются для врезки в почву. В
дне (стенке) просверливается отверстие для резиновой пробки-заглушки,
через которую можно отбирать газовые пробы с помощью медицинского
шприца с иглой. Банка-колпак устанавливается вверх дном на поверх-
ность почвы и вращательным движением врезается на глубину 1-3 см
вглубь. Рекомендуемая высота надземной части камер (h) при использо-
вании портативных газоанализаторов типа ПГА-7 -- не более 15-20 см. В
этом случае за небольшое время экспозиции камеры (t = 10-20мин)
внутри нее успевает накопиться достаточное для измерения прибором
количество СО2. При анализе поглощения кислорода время экспозиции
можно увеличить до 30-60 мин.
Сразу же после установки камеры надо измерить исходное содержа-
ние газов в ней (c0). Для отбора пробы присоединить шприц к штуцеру
камеры или в случае камеры-банки проколоть резиновую пробку-
герметизатор шприцевой иглой и прокачав движением поршня воздух в
камере несколько раз извлечь требуемый для анализа объем газовой фазы
(не менее 20см3). Ввести пробу в подготовленный к работе газоанализа-
тор ПГА-7, описанным выше способом и определить содержание иссле-
дуемого газа (СО2 или О2). Повторить процедуру несколько раз через
определенные интервалы времени (t=10-20 мин). При необходимости
увеличить ин тервал отбора проб, если из-за малой интенсивности дыха-
ния в камере не успевает накопиться (СО2) или поглотиться (О2) количе-
ство газа, достаточное для анализа. По окончании анализа произвести
расчет потоков газов по уравнению XIV.3 (XIV.4), используя для перево-
да объемных процентов в концентрации формулу XIV.2, а также данные
о температуре воздуха в камере и атмосферном давлении.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
412
Пример 2.
В камере-изоляторе, установленном на поверхности окультуренной
дерново-подзолистой пахотной почвы (УОПЭЦ «Чашниково») и имею-
щим высоту h =0.1 м за 10 мин накопилось 0.1% (1.9 г/м3), а за после-
дующие 10 мин -- 0.16% (3 г/м3). По уравнению (XIV.3) определяем поток
0.1 1.9 0.63 12.7
10
q
мг/м2мин = 762 мг/м2час (здесь 0.63 г/м3 ис-
ходный уровень СО2 (с0), соответствующий атмосферному содержанию
(0.035%)). Аналогично, для других 10 мин q=660, а для 20 мин интервала
q = 711мг/м2час. Средняя
величина
эмиссии
составит
(762+660+711)/3=711мг/м2час. Если ввести поправку (XIV.4) получим:
0.1/10 ln 1.9 0.63 / 3.0 1.9 0.00144
D
м/мин;
q = 0.00144(1.9-0.63)//(1--exp(--0.00144·10/0.1)) = 13.64 мг/м2мин = 818
мг/м2час.
Таким образом, без учета диффузии результаты могут оказаться дос-
таточно сильно заниженными.
XIV.3. Лабораторный метод определения эффективного ко-
эффициента диффузии газов в почве
Теоретические основы метода
Диффузия традиционно считается наиболее важным механизмом
аэрации почвы и распределения газообразных веществ в ней. Количест-
венная оценка явления диффузии базируется на феноменологическом
уравнении переноса, которое в линейной неравновесной термодинамике
носит название уравнение Фика. Согласно этому уравнению, плотность
диффузионного потока (q) или количество вещества (m), переносимое
через поперечное сечение площадью (S) за время (t) прямо пропорцио-
нально градиенту концентрации газообразных компонентов (dc/dz):
q=m/St= --Ddc/dz,
(XIV.5)
где D -- коэффициент диффузии, z -- координата, совпадающая с направ-
лением преимущественного переноса вещества.
Таким образом, изотермическая диффузия определяется как перенос
по градиенту концентрации вещества. Поскольку в почве в большинстве
случаев доминируют вертикальные градиенты концентраций газообраз-
ных компонентов, допустимо рассматривать одномерное движение, опи-
сываемое уравнением (XIV.5). Последнее применимо не только к одно-
фазной (воздушной) среде, но и к трехмерной пористой системе, каковой
является почва. Однако, в отличие от свободного движения в газообраз-
ной среде (например, атмосфере), массоперенос в почве ограничен пре-
делами ее порового пространства. Потому коэффициент диффузии газов
Глава XIV. Газовая фаза почв
413
и паров в почве (D) всегда меньше аналогичной величины для атмосферы
(D0) и является функцией от пористости аэрации (а) -- части пор не заня-
тых влагой и доступных для движения компонентов газовой фазы.
В зависимости от размера пор и дисперсности почвы можно выде-
лить ряд самостоятельных диффузионных механизмов массопереноса
(Смагин, 2005). К ним относятся нормальная диффузия в макропорах,
сопряженная с ламинарным (вязким) течением газообразных компонен-
тов, диффузия в мезопорах, размер которых соизмерим с длиной свобод-
ного пробега молекул, что приводит к кнудсеновскому режиму течения
газа. В микропорах возникает явление активированной диффузии, по-
скольку молекулам требуется дополнительная энергия для преодоления
энергетического барьера, создаваемого силовыми полями поверхностей,
которые ограничивают поровое пространство. Сорбция газообразных
компонентов на поверхности твердых частиц почвы может приводить к
процессу поверхностной диффузии в адсорбционном слое, интенсивность
которого зависит не только от перепада концентраций, но и от константы
адсорбции (константа Генри) и удельной поверхности почвенных частиц.
Наконец, если поровое пространство почвы заполнено жидкостью (вод-
ным раствором), диффузия газов будет происходить в жидкой среде,
причем соответствующий коэффициент (DН2О ) на четыре порядка мень-
ше аналогичной величины для диффузии в воздушной среде (D0).
Феноменологическая теория массопереноса объединяет все вышепе-
речисленные механизмы в уравнение (XIV.5), так как в любом из этих
механизмов движущей силой переноса является градиент концентраций
газообразных компонентов (dc/dz). Последнее обстоятельство позволяет
ввести интегральную величину D -- эффективный коэффициент диффузии
газа (пара) в почве для оценки суммарного вклада всех возможных меха-
низмов диффузионного массопереноса. Показатель D является перемен-
ной величиной, зависящей от пористости аэрации почвы. Часто в моде-
лях массопереноса используют безразмерную характеристику -- отноше-
ние эффективного коэффициента диффузии газа (пара) в почве к таково-
му в воздухе: D/D0. Помимо удобства, связанного с обезразмериванием,
здесь преследуется еще одна цель, а именно -- учет зависимости коэффи-
циента диффузии от газового (атмосферного) давления и температуры.
Для молекулярной диффузии в воздушной среде известен ряд уравнений,
позволяющих оценить эту зависимость. Например, можно использовать
следующую формулу (Campbell, 1985):
D0 = D0ст (T /273)n (101.3 /P),
(XIV.6)
где Т -- абсолютная температура, К, Р -- барометрическое давление, кПа;
D0ст -- коэффициент диффузии в стандартных условиях (Т = 273 К, Р =
101.1 кПа); n -- константа, варьирующая от 1.75 для CO2 до 2 для Н2О и О2.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
414
Таблица XIV.1 содержит сведения о стандартных величинах D0ст не-
которых компонентов газовой фазы (Campbell, 1985).
Таблица XIV.1
Величины D0ст некоторых компонентов почвенного воздуха
Газ (пар) O2
H2O
CO2
NO
этан
этилен
D0ст (м2/с) 1.77·10-5 2.12·10-5 1.39·10-5 1.43·10-5 1.28·10-5 1.37·10-5
Диффузия газов в воде характеризуется меньшими величинами. Так
дляCO2 иO2 при20°СDН2О =2×10-9 м2/с.
Обратимся к оценке зависимости эффективного коэффициента диф-
фузии (D) от пористости аэрации почвы ( а). Напомним, что пористость
аэрации рассчитывается по разности между общей пористостью почвы
(ОП) и объемным содержанием влаги (см. формулу XIV.1). Для макропо-
ристых сред зависимость D( а) близка к линейной. Это подтверждается
классическими исследованиями Пенмана (цит. по Воронину, 1986), со-
гласно которым в оструктуреных и грубодисперсных почвах с малым
содержанием влаги (большой пористостью аэрации) D = 0.66 а В общем
случае характер функции D( а) нелинейный, что обуславливается различ-
ными механизмами диффузии в полидисперсных пористых средах, за-
щемлением воздуха в тупиковых порах при поступлении воды и другими
факторами. Для аппроксимации этой зависимости чаще всего применяют
степенные функции вида:
D=m(а)n ,
где n, m -- константы: свойственные каждому почвенному горизонту.
Можно рекомендовать использовать следующее уравнение для расчета
эффективного коэффициента диффузии (Смагин, 2005)
(1/m)(D/D0)=(а/)n +(DН20/D0)
(XIV.7)
Преимущество этого уравнения по сравнению с известными форму-
лами Маршалла, Миллингтона, Курье заключается в возможности вы-
числения эффективного коэффициента диффузии при нулевой пористо-
сти аэрации, например, в обводненных или заболоченных почвах, когда
диффузия осуществляется в жидкой фазе. Если а>0, отношение DН20 /D0
существенно меньше, чем ( а/ )n, им можно пренебречь. Безразмерные
показатели придают формуле (XIV.7) универсальный вид и позволяют
производить вычисления и масштабных единицах.
Таким образом, задача количественной оценки эффективного коэф-
фициента диффузии сводится к определению параметров m, n в уравне-
нии (XIV.7) из экспериментальных данных по диффузии того или иного
газа (пара) в почву при разной влажности (пористости аэрации). По дан-
Глава XIV. Газовая фаза почв
415
ным о весовой влажности (W) плотности почвы и плотности твердой фа-
зы определяют величину а по формуле (XIV.1). Зависимость D от темпе-
ратуры и барометрического (атмосферного) давления учитывается по
уравнению (XIV.6) через показатель D0.
Лабораторное определение коэффициента диффузии проводят с по-
мощью специальных сосудов -- диффузиметров. В простейшем случае в
качестве диффузиметров можно использовать колбы Бунзена, тубусы
которых герметизированы резиновыми шлангами, а пробки, закрываю-
щие колбы, снабжены отверстием, в которое вставляются металлические
или пластмассовые трубки с почвой (рис. XIV.2).
В диффузиметре создается избыток
концентрации исследуемого газа (пара).
Через некоторое время, необходимое для
нейтрализации процессов сорбции и рас-
творения газообразных компонентов об-
разцом почвы, начинают определение
изменения (убыли) концентрации веще-
ства (c) в объеме (V) диффузиметра в за-
висимости от времени (t).
Газ диффундирует в атмосферу, где
его содержание заведомо мало, через об-
разец почвы длиной (l) с поперечным
сечением (S). Периодически отбираемые
пробы воздуха из диффузиметра анали-
зируются на газовом хроматографе или
любом другом приборе, позволяющем
оперативно проводить эту процедуру.
Расчет величины D осуществляется, ис-
ходя из следующих соображений. Ско-
рость изменения (убыли) массы газа (m)
при его концентрации (c) в диффузиметре с общим объемом (V) численно
равен количеству выносящегося газообразного вещества через образец
почвы в атмосферу (Q): dm/dt = V dс/dt = -Q
(XIV.8)
В свою очередь поток (Q), согласно закону Фика (XIV.5), определя-
ется разностью концентраций газа в колбе и атмосфере (сатм), отнесенной
к длине образца почвы (l): Q= qS = -DS (сатм-с)/l
(XIV.9)
Комбинируя (XIV.8) и (XIV.9), получим дифференциальное уравне-
ние, описывающее процесс массопереноса в данном эксперименте:
dс/dt=DS(сатм--с)/lV=kсатм --kс,
(XIV.10)
где k= DS/lV = const.
Рис. XIV.2. Диффузиметр на
основе колбы Бунзена:
1. Резиновая пробка с труб-
кой, заполненной почвой 2.
Тубус, герметизированный
резиновым шлангом
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
416
Аналитическое решение этого уравнения позволяет найти в явном
виде зависимость С (t):
с (t) = [(с0 -- сатм)]e-kt + сатм,
(XIV.11)
где с0 -- исходная концентрация газа в колбе (t = 0).
Перенося параметр сатм в левую часть выражения (XIV.11) и лога-
рифмируя, получим линейное уравнение относительно времени (t)
ln[(с0 -- сатм) / (с (t) -- сатм)] = kt
(XIV.12)
Располагая экспериментальные данные по убыли концентрации с(t) в
диффузиметре в зависимости от времени (координаты X = t; Y = ln[(с0 --
сатм) / (с(t) -- сатм)]), находим величину k, как угловой коэффициент пря-
мой (тангенс угла наклона прямой к оси абсцисс tg , по которому легко
найти искомую величину D:
D=lVtg/S
(XIV.13)
Анализ проводится при разных влажностях (пористость аэрации) об-
разца, что позволяет получить зависимость D ( а). Она может быть ап-
проксимирована формулой (XIV.7). Для нахождения параметров m, n в
уравнении (XIV.7) его также трансформируют в линейное посредством
логарифмировании, пренебрегая при этом членом (DН2О / D0 ) как несо-
измеримо малой величиной. Экспериментальные данные по D и а распо-
лагают в координатах X = a/ , Y = ln(D/D0 ). Полученная прямая отсекает
на оси ординат отрезок численно равный ln(m). Тангенс угла наклона
прямой к оси абсцисс ( ) определяет величину n (n = tg ).
Методика определения и расчеты
Экспериментальные исследования осуществляют следующим обра-
зом. Монолит почвы или насыпной образец, помещенный в трубку,
вставляется в отверстие резиновой пробки, плотно закрывающей колбу
Бунзена (рис. XIV.2). предварительно определяется длина трубки (l), ее
диаметр (d), масса (m0 ), масса воздушно сухого образца (mв). Взвешива-
ние производится на технических весах с точностью до 0.1 г.
Для ускорения эксперимента рекомендуется одновременные опреде-
ления величины D при разных влажностях, например, в воздушно-сухом
состоянии при гигроскопической влажности (Wг) и при какой-либо влаж-
ности, созданной добавлением в образец воздушно-сухой почвы расчет-
ного количества воды. Можно анализировать эффективный коэффициент
диффузии в образцах почвы на разных стадиях иссушения в процессе
определения основной гидрофизической характеристики методом цен-
трифугирования (Смагин и др., 1999).
Образцы помещают в диффузиметры, в которых предварительно соз-
дается избыток концентрации газа (СО2, СН4, Аr, He). В случае использо-
вания CО2 в качестве источника газа удобно использовать бытовой сифон
Глава XIV. Газовая фаза почв
417
для газирования воды с комплектом баллончиков. Через некоторое время
после подачи газа производят первое измерение его концентрации (с0).
Для отбора проб газа используют медицинский шприц (V = 1--2 мл) с тон-
кой иглой. Прокалывая шланг-герметизатор, вводят иглу в тубус колбы и
отбирают определенный объем воздушной смеси. Пробу немедленно по-
мещают в колонку хроматографа и повторяют анализ 2--3 раза до получе-
ния удовлетворительной сходимости результатов. Аналогичную проце-
дуру осуществляют с другими диффузиметрами. По прошествии 40--60
мин. производят следующие замеры концентраций с (t). Полученные ре-
зультаты располагаются в координатах X=t, Y=ln[(с 0 -- сатм /(с (t) -- сатм)],
что позволяет определить величину D графическим методом, описанным
выше. Значение сатм для углекислого газа принимается равным 0.035%.
После оценки эффективного коэффициента диффузии (D) при разной
пористости аэрации ( а) почвы, соответствующей воздушно-сухому и
увлажненному состояниям почвы, приступают к графическому определе-
нию параметров m и n в уравнении (XIV.7), аппроксимирующем зависи-
мость D( а).
На рис. XIV.3 приведены результаты определения эффективного ко-
эффициента диффузии СО2 на монолитах дерново-подзолистой средне-
суглинистой почвы под лесом (УОПЭЦ «Чашниково»). Поскольку угле-
кислый газ хорошо сорбируется почвой и растворяется в почвенной вла-
ге, необходимо учитывать эти потенциальные механизмы иммобилиза-
ции газа по мере его движения через образец почвы. Для этого монолит
помещается между двумя колбами-диффузиметрами, одна из которых
служит источником, а другая -- приемником газа. Расчет производится не
Рис. XIV.3. Определения эффективного коэффици-
ента диффузии СО2 н
ам
о
н
о
л
итах дерново-
подзолистой среднесуглинистой почвы под лесом
(УОПЭЦ «Чашниково»)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
418
по убыли концентрации в колбе-источнике, а по приросту в приемнике,
согласно XIV.12 -- XIV.13. Полученные таким образом величины (закра-
шенные метки на рис. XIV.3) оказались существенно ниже, чем в случае
традиционно используемого метода диффузии СО2 из колбы в атмосферу
(незакрашенные метки).
Оценка параметров модели XIV.7 по данным с учетом поглощения
газа образцом (n=2.77, m=0.69) показала хорошее соответствие расчетных
(см. график на рис. XIV.3) и экспериментальных значений при высоком
коэффициенте детерминации (R2=0.97). Очевидно, иммобилизация газа
по мере его диффузии через образец может существенно искажать ре-
зультаты определения D, если ее не учитывать. Для некоторых газов (О2,
СН4...) причиной иммобилизации, и, следовательно, завышения величин
D в экспериментах с открытыми диффузиметрами служит биологическое
поглощение образцом почвы. Во избежание ошибок определения, свя-
занных с иммобилизацией газа в ходе эксперимента, предлагается либо
использовать несорбируемые инертные метки (Аr, He, N2), либо предва-
рительно насыщать образец, выдерживая его в атмосфере с избыточным
содержанием газа в течение 12-24 часов (СО2), либо проводить более
трудоемкий анализ с двумя колбами-диффузиметрами источником и при-
емником газа.
XIV.4. Полевой метод определения эффективного коэффи-
циента диффузии газов в почве
Теоретические основы метода
Исследование массопереноса веществ в полевых условиях позволяет
более объективно и масштабно охарактеризовать этот процесс по сравне-
нию с лабораторными экспериментами, поскольку учитываются реаль-
ные особенности строения порового пространства почвы с присущими
ему макрокомпонентами -- каналами, трещинами, ходами корневых сис-
тем и роющих животных, которые невозможно представить при отборе
монолитов небольших размеров. Однако в физике газовой фазы почв по-
левым методам исследования массопереноса уделяется на наш взгляд
недостаточно внимания и методические разработки в этой области дале-
ки до завершенности. Наибольшую известность получил классический
метод Люндегорда, в котором оценивается величина эффективного ко-
эффициента диффузии (D) расчетным путем по интенсивности почвенно-
го дыхания (q) и перепаду концентраций СО2 между верхним (15-20 см)
слоем почвы и атмосферой (dс/dz) на основе уравнения XIV.5 . При всей
простоте этот способ приемлем лишь для ориентировочной оценки, по-
скольку в поток СО2 с поверхности помимо диффузионного вносят свой
вклад некоторые другие механизмы, например перенос по градиентам
пневматического давления и температуры, естественная конвекция и
Глава XIV. Газовая фаза почв
419
межфазн ые взаимодействия СО2. В методе не принимается во внимание
варьирование концентраций СО2 приземного слоя атмосферы, которое в
почвах под лесной растительностью может приводить к увеличению
«стандартной» величины 0.035% в 2-5 раз. Достаточно произвольно вы-
бирается высота (мощность) верхнего слоя , от которой зависит правиль-
ность вычисления градиента концентраций. Наконец, данный способ по-
зволяет определить искомую характеристику D лишь для самого верхне-
го горизонта почвы. Учитывая вышеизложенное, мы предложили ряд
новых методов количественной оценки D разных слоев почвы непосред-
ственно в полевых условиях (Смагин, Смирнов, 1996) один из которых
приводится в данном пособии.
Суть метода заключается в следующем. На экспериментальном уча-
стке почвы бурится вертикальная скважина на глубину, соответствую-
щую мощности горизонта (слоя) почвы в котором определяется величина
D. С помощью баллона с избытком данного газа (например, СО2) в сква-
жине создается повышенная концентрация газа, причем дно и выходное
отверстие скважины закрывают специальными заглушками (пробками).
Верхняя пробка снабжена металлическим штуцером, через который мож-
но закачивать газ в скважину, а затем брать пробы на содержание СО2 в
ней. На небольшом расстоянии (20--50 см) от скважины-источника бурят-
ся еще две-три скважины с аналогичными заглушками для контроля за
радиальным распространением СО2 по мере диффузионного переноса.
Таким образом, эксперимент заключается в анализе динамики убыли со-
держания газа в центральной (загрузочной) скважине и прибыли в боко-
вых (контрольных). Анализ удобно проводить с помощью описанного
выше портативного газоанализатора типа ПГА-7.
Комбинируя закон Фика (XIV.5), с формулой для расчета плотности
потока вещества как массы (m), прошедшей через площадь поперечного
сечения (S) за интервал времени (t), а также учитывая зависимость
фронта диффузии (S) от расстояния (z) в процессе радиального массопе-
реноса (S=2 zh , h -- высота скважины), получаем:
2
md
с
D
zht dz
(XIV.14)
Разделяя переменные и интегрируя XIV.14, находим формулу для
расчета D (Смагин, Смирнов, 1996):
0кк
211212
ln(/)
2( )(
)
mR
R
D
ttсссс
,
(XIV.15)
где с1,2,ск1,2 --концентрации газа в центральной (с) и контрольной (ск)
скважинах в моменты времени t1 и t2, R0; R -- радиус скважин и расстоя-
ние между центральной и контрольной скважинами. Учитывая, что масса
газа (m) равна разности концентраций (убыли в центральной или прибы-
ли в контрольных с1-с2) умноженной на объем газовой фазы, который
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
420
представляет собою сумму объемов скважины и пор аэрации той части
почвы, через которую диффундирует газ, получаем окончательную фор-
мулу для расчета величины D:
22
00
0
12
211212
ln(/)( )1
100
2( )(
)
bb
s
кк
W
RRR RR
сс
D
ttсссс
(XIV.16)
Методика определения и расчеты
Подготовить вертикальные скважины с помощью почвенного бура,
установить заглушки и закачать в центральную (загрузочную) скважину
исследуемый газ (например, СО2). Перед этим тщательно замерить ради-
ус (R0) и высоту скважин (h). Рекомендуется учесть массу грунта, ото-
бранного при бурении скважин (mвл) и взять пробы на влажность (W),
чтобы синхронно определить необходимый для расчета D и а параметр
плотности почвы: b= 100mвл/(R02h (100+W)). Величину плотности твер-
дой фазы почвы определить в лаборатории пикнометрическим методом
или взять из литературной информации по данной территории. Произве-
сти замеры исходного содержания газа в скважинах, для чего отобрать
шприцем газ через штуцеры верхних заглушек и ввести в газоанализатор
(ПГА-7). Через 1--1.5 часа вновь отобрать пробы. Контролировать дина-
мику газа в скважинах в течение 5--6 часов. По полученным данным рас-
считать величину D, используя формулу (XIV.16). В качестве примера
приведем результаты определения эффективного коэффициента диффу-
зии СО2 в дерново-подзолистой почве под лесом (УОПЭЦ «Чашниково»):
Таблица XIV.2
Динамика концентраций и коэффициенты диффузии СО2 в дерново-подзо-
листой почве при определении полевым методом (Смагин, Смирнов, 1996)
Объемное содержание СО2 в скважинах, %
Время: Левая
(контроль) Центральная
(источник) Правая
(контроль) Среднее по
боковым
D,
см2/час
1000
0.37
22.7
1.5
0.94
-
1130
0.82
19.8
0.75
0.79
10.9
1200
0.48
17.4
1.05
0.77
10.3
1325
0.45
11.4
1.05
0.75
12.0
1450
0.48
8.0
0.75
0.62
10.2
1910
0.65
2.6
0.88
0.77
10.3
Глава XIV. Газовая фаза почв
421
XIV.5. Модифицированный метод оценки генерирования (по-
глощения) газов почвой при инкубации в закрытых с осудах
Теоретические основы метода
Метод инкубации почвы в закрытых сосудах (флаконах) достаточно
давно используется в почвоведении в качестве теста на биологическую
активность, оценки газовой функции почвы и интенсивности минерали-
зации ее органического вещества. При этом определенную навеску почвы
(m =5--6 г) помещают в стеклянный флакон (V=15--30 мл) с завинчиваю-
щейся крышкой и резиновой пробкой, увлажняют с помощью дистилли-
рованной воды или слабых растворов органических субстратов (глюкоза),
закрывают и оставляют на некоторое время (1--2 сут) при заданной тем-
пературе. По прошествии требуемого срока, берут пробу газовой фазы из
флакона с помощью медицинского шприца с иглой и на хроматографе
(газоанализаторе) определяют количество выделившегося газа (с). Да-
лее по формуле
U=сV/mt
(XIV.17)
рассчитывают интенсивность генерирования газа единицей массы почвы.
При определении поглощения газов анализ проводится аналогичным об-
разом, только первоначально во флаконе создается избыток концентра-
ции газа, после чего измеряется убыль его содержания во времени. Инку-
бирование образцов при разных температурах и влажностях позволяет
определи ть влияние эти х факторов на выделение (поглощение) газов в
виде определенных функциональных зависимостей (Смагин и др., 2001).
Однако, при проведении подобных анализов не учитывается особен-
ность почвы как трехфазной пористой физической системы, и соответст-
венно, возможность взаимодействия газообразных компонентов с твер-
дой (сорбция) и жидкой (растворение-дегазация) составляющими почвы.
Для многих газов (в первую очередь СО2, по которому обычно оценива-
ется биологическая активность вышеуказанным методом), недоучет
межфазн ых взаимодействий приводит к существенным ошибкам. Теоре-
тически, растворимость углекислого газа в обычных температурных ус-
ловиях близка к единице, то есть в жидкой фазе почвы должно при рав-
новесии находиться столько же газа, сколько и в почвенном воздухе
(Смагин, 2005). Это справедливо для почв с кислой реакцией среды. По-
вышение рН значительно увеличивает эффективную растворимость. Так
при рН=7 эта величина возрастает в 5, а при рН=8 -- в 43 раза! Таким об-
разом, почвенный раствор с нейтральной и щелочной реакцией может
при равновесии содержать в десятки раз больше СО2, чем газовая фаза.
То же относится и ко взаимодействию СО2 с твердой фазой почв. Как
показывают наши исследования (Смагин, 2005), величины констант Ген-
ри, оценивающих в первом приближении равновесие «газ -- твердая фаза
почв» для СО2 варьируют от нескольких единиц до десятков, увеличива-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
422
ясь при обогащении почвы органическим веществом и достигая значений
40-60 в гумусовых горизонтах некоторых почв, подстилках и торфах.
Таким образом, сорбция СО2 твердой фазой, равно как и растворение мо-
гут приводить к его аккумуляции в количествах значительно превышаю-
щих равновесное содержание в почвенном воздухе. В традиционно ис-
пользуемом методе к исходно сухой почве, практически не содержащей
СО2, добавляется влага и тем самым инициируется активность микроор-
ганизмов. Выделяющийся при этом СО2 не только поступает в воздушное
пространство флакона, но сорбируется твердой фазой почвы и растворя-
ется в почвенной влаге. Поэтому для учета всего количества СО2, произ-
водимого почвой за данный промежуток времени, необходимо, наряду с
содержанием в воздушном пространстве, определить его концентрации в
твердой и жидкой фазах. С этой целью мы рекомендуем по окончании
опыта быстро нагреть флакон до 70--80о С в термостате или микроволно-
вой печи, чтобы перевести адсорбированный и растворенный газ в воз-
душное пространство и после этого определить на хроматографе (газо-
анализаторе) суммарное содержание СО2 (с), генерируемое почвой за
время t (Смагин и др., 1999). Расчет интенсивности производства СО2
осуществляется по формуле (XIV.17), которая с учетом выражения XIV.2
для перевода объемных процентов в концентрации приобретает вид:
U=XPMV / (100RTmt),
(XIV.18)
где X -- прирост объемного содержания газа во флаконе (%), V -- объем
флакона (м3), P- атмосферное давление (Па), M -- молярная масса газа
(г/моль), R -- универсальная газовая постоянная (8.31 Дж/мольК), T -- тем-
пература воздуха (К).
Пример 3.
При определении величины U в дерново-подзолистой среднесугли-
нистой почве под лесом (УОПЭЦ «Чашниково») оказалось, что за 24 часа
во флаконе со свободным объемом 8 мл (8×106 м3 накопился 1% СО2 при
температуре 20оС (293 К), барометрическом давлении 740 мм.рт.ст.
(98×103Па) и массе абсолютно сухой почвы m = 4 г. Используя XIV.18,
находим U=198.6103448106 /(1008.312930.0424) = 1.5 мгСО2/кг час.
Реальная интенсивность выделения СО2 с поправкой на термодесорбцию
оказалась в 1.6 раз выше (U=2.4 мгСО2/кг час). То есть, при нагреве по
окончании опыта в воздушное пространство флакона вышло еще 0.6%
СО2, адсорбированного в ходе эксперимента твердой фазой и растворен-
ного в почвенной влаге. Заметим, что эти данные позволяют синхронно
оценить показатели межфазных взаимодействий СО2, в частности кон-
станту Генри для сорбционного процесса, при известной реакции среды
и, соответственно, растворимости газа в зависимости от температуры
(Смагин, 2005).
Глава XIV. Газовая фаза почв
423
В качестве иллюстрации приведем результаты определения интен-
сивности генерирования СО2 и п
о
г
л
още
н
и
яО2 п
ерегнойно-торфяно-
глеевой почвой (УОПЭЦ «Чашниково», 2001), полученные по описанной
выше методике (табл. XIV.3).
Таблица XIV.3
Выделение СО2 и поглощение кислорода в процессе инкубации образцов
перегнойно-торфяно-глеевой почвы при предельной полевой влагоемкости
и комнатной температуре
Глубина взятия
образцов (см) U CO2 (мг/кг час)
(традиционный
метод)
U CO2
(мг/кг час) (модификация
с термодесорбцией)
UO2
(мг/кг
час)
с поверхности
4.80.37
10.60.49
9.870.83
5
1.060.15
4.861.15
3.790.64
10
2.260.15
7.00.25
5.870.23
20
1.310.06
3.680.35
3.090.25
30
1.460.37
4.130.68
2.600.17
50
0.560.38
2.460.73
1.580.66
70
0.170.05
0.630.35
0.590.35
Из сопоставления данных видно, что модифицированный метод дает
результаты эмиссии СО2 близкие к величинам поглощения кислорода,
как это и должно быть при аэробных процессах деструкции органическо-
го вещества. Традиционная методика занижает результаты в 2-3 раза из-
за недоучета межфазных взаимодействий диоксида углерода в почве в
процессе инкубации. С глубиной величины U закономерно уменьшаются,
что отражает снижение численности и биологической активности поч-
венных организмов по мере удаления от основного источника органиче-
ских субстратов, локализованного в приповерхностных горизонтах. В
целом достаточно высокая интенсивность процессов деструкции до глу-
бины 50 см характеризует органогенный перегнойно-торфяный горизонт,
сменяющийся на 70 см отметке глеем.
Проведенные в нашей лаборатории эксперименты с зональными поч-
вами и органогенными материалами (торф, подстилка) по предлагаемой
методике, учитывающей межфазные взаимодействия СО2 во влажной
пористой среде, дали возможность определить зависимости величины U
от температуры и влажности почвы (Смагин и др., 2001). Температурная
зависимость в типичном для почвы диапазоне от 5 до 35оС достаточно
хорошо описывается следующей известной в биологии функцией:
U(T)=mUmax ;
10
()1
0
TT
max
T
mQ
,
(XIV.20)
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
424
где Umax -- максимальная интенсивность выделения СО2 при температуре
Т=Тmax, Q10 -- эмпирический температурный коэффициент среднее значе-
ние которого близко к 2 (Q10=2.06 при Тmax= 30оС).
Зависимость величины U от влажности не является монотонной и
имеет экстремум (оптимум), приходящийся, как правило, на область
0.7<W/WS<0.9 , Ws -- влажность насыщения почвы (Рис. XIV.4). В отдель-
ных случаях (органогенные субстраты), помимо основного, выявляется
статистически достоверный второй максимум интенсивности разложения
в области достаточно малых влажностей, связанный, по-видимому, с ак-
тивностью ксерофильных групп микроорганизмов. В сухой почве (W/WS
≤0.1-0.2) биологическая активность практически не проявляется и интен-
сивность деструкции (выделения СО2 ) приближается к нулю.
Для описания полученных закономерностей можно предложить сле-
дующую простую функцию (Смагин и др., 2001):
U(T)=f(W)Umax;
1
()
1
ab
WW
WWW
mm
f
,
(XIV.21)
где а, b>0, Wm влажность максимума (оптимума), при которой интенсив-
ность генерирования СО2 (минерализации органического вещества) мак-
симальна (f(W)=1): Wm=a/(a+b). Величина W=W/WS (относительная влаж-
ность) варьирует от 0 до 1. Чем выше значение, тем шире диапазон на-
чальных влажностей (сухая почва), при которой f(W) 0 (разложение
практически отсутствует). Зная влажность экстремума (Wm) и подобрав
значение, удовлетворяющее требованию f(W)0 для известного интервала
начальных влажностей, легко определить b: b=aWm(1-Wm). Таким обра-
зом, XIV.21 является фактически двухпараметрическим уравнением спо-
собным описать сложную зависимость f(W).
Результаты ап-
проксимации экспе-
риментальных дан-
ных уравнением
(XIV.15) приведены
на рисунке XIV.4.
Поиск параметров
предложенных урав-
нений f(W) по экспе-
риментальным дан-
ным осуществлялся
с помощью про-
граммы SIGMA-
PLOT методом наи-
меньших квадратов.
Рис. XIV.4. Аппроксимация зависимости удельной
минерализации ОВ чернозема выщелоченного от
влажности (модель XIV.15)
Глава XIV. Газовая фаза почв
425
Литература
Воро нин А.Д. Основы физики почв. М. МГУ. 1986.
Дыхание почвы. Пущино.1993.
Кудеяров В.Н., Хакимов Ф.И., Деева Н.Ф. и др. Оценка дыхания почв
России // Почвоведение. 1995. №1.
Макаров Б.Н. Газовый режим почвы М. Агропромиздат. 1988.
Смагин А.В. Газовая фаза почв. М. МГУ. 1999.
Смагин А.В., Смирнов Г.В. Методы определения эффективного коэффи-
циента диффузии СО2 в почве // Весн. Моск. Ун-та. Сер. 17, Почвоведение.
1996. №2.
Смагин А.В., Садовникова Н.Б., Хайдапова Д.Д., Шевченко Е.М.
Экологическая оценка биофизического состояния почв. М. МГУ. 1999.
Смагин А.В., Садовникова Н.Б., Смагина М.В. и др. Моделирование
динамики органического вещества почв. М. МГУ. 2001.
Современные физические и химические методы исследования почв. М.
МГУ.1987.
Campbell G.S. Soil Physics with BASIC. Elsevier Sci. Publ., 1985.
ГЛАВА XV
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПОЧВ
Первые упоминания в почвенной литературе об исследованиях элек-
трических параметров почв относятся к началу 19 века. Это были исклю-
чительно измерения электрического сопротивления почв, причем только
в лабораторных условиях и только 2-х электродными датчиками, при ко-
торых скорее измеряется сопротивление перехода электрод-почва, а не
собственно почвы. Но даже такие измерения, на не вполне прогрессив-
ном инструментарии, позволили получить довольно важные и полезные
данные о взаимосвязях удельного электрического сопротивления и влаж-
ности почв, удельного электрического сопротивления и засоления. В по-
следствии, вплоть до 60--70 годов, развитие электрических исследований
почв также проводилось исключительно в лабораторных условиях и в
направлении расширения исследования электрических характеристик:
поверхностной электропроводности, дзета-потенциала и других свойств.
В полевых условиях изучение электрических характеристик началось
на кафедре и мелиорации почв в 70--80 годы под руководством профессо-
ра А.Ф. Вадюниной. Причем первые измерения были проведены также
для почв засоленного ряда. Это были измерения Л.Б.Боровинской фильт-
рационных потенциалов мест утечек в Волго-Донского канала и удельно-
го электрического сопротивления засоленных и солонцовых почв (Вадю-
нина, 1976; Вадюнина, Кириченко, Хан, 1976; Карпачевский и др. 1983;
Раисов, 1974, 1976; Хан, 1975; Хан, Кириченко, 1976; Поздняков 1974--
2002), (Austin, Rhoades, 1979; Halvorson and Rhoades, 1974, 1976; Rhoades
and Halvorson 1976; Mc.Neal et.al., 1970 и др.).
За последние 20--30 лет исследованиями охватываются не только зо-
нальные почвы основных генетических типов России − подзолистые, се-
рые лесные, черноземы различных фаций и разных областей, каштановые
и т.д., но и интразональные почвы, например, засоленные, торфяные. Ис-
следовались также почвы ряда стран СНГ: каменистые почвы и пески
юга Украины и Крыма, сероземы Узбекистана и почвы некоторых рай-
онов Казахстана (Хан и др. 1976; Боровинская и др. 1982, 1984; Карапе-
тян 1977; Карпачевский и др. 1973, 1983 Гюлалыев, 1984; Сибуль и др.,
1981 и др.).
Интенсивные исследования электрических свойств в почвах основ-
ных типов почвообразования проводятся на кафедре физики и мелиора-
Глава XV. Электрические свойства почв
427
ции почв с 80-х годов. Тем не менее, широкого внедрения в практику
таких измерений не произошло. Основные и важные недостатки в иссле-
дованиях этого этапа заключались в том, что, как и в лабораторных ис-
следованиях и измерениях, электрические характеристики никак не свя-
зывали с генетическими особенностями, так как собственно для почв
другого генезиса, кроме засоленных почв, данных не было. Кроме того,
отсутствовала хорошая портативная высокопродуктивная аппаратура.
И только в последнее время устранены эти недостатки.
XV.1 Современные методики измерений электрофизических
параметров почв
Среди электрических параметров почв наиболее легко измеряемым и
широко используемым в настоящее является истинное удельное электри-
ческое сопротивление, которое измеряется как в лабораторных, так и в
полевых условиях в исходно однородных или гомогенизированных сре-
дах, таких как почвы, грунты, различные отложения, грунтовые воды,
почвенные растворы, вытяжки, суспензии, почвенные пасты и т. п.
Измерения эти достаточно просты. В последовательно соединенной
схеме измерителей силы тока, напряжения, любых подходящих батарей и
измерительной ячейки, легко получают величины сопротивления.
В почвоведении получили распространения 4-электродные симмет-
ричные прямолинейные установки электродов АMNВ и способы измере-
ния сопротивления на их основе пришедшие из геофизики. На АВ подает-
ся исходное поле и в этой цепи измеряется ток. На MN измеряются раз-
ности потенциалов. Сопротивление рассчитывается по специальной фор-
муле (XV.1). Форма электродов может быть точечной или площадной
(Хмелевской, 1973, 1979; Поздняков и др., 1979).
U
ERKI
[Ом·м], где []
[]
[]
AM AN
K
MN
[м]
(XV.1)
При площадных электродах АВ в почве создается однородное элек-
трическое поле, и поэтому измеряемое сопротивление называют «истин-
ным сопротивлением». Ист и н ное уд е ль н ое электрическое сопротивление
− это такое электрическое сопротивление, которое измеряется для отно-
сительно однородного объема почвы в однородном электрическом поле.
Кажущееся удельное электрическое сопротивление это сопротивле-
ние, измеренное явно для неоднородного объема почвы в неоднородном
электрическом поле. Примером может служи ть горизонтальное электри-
ческое профилирование (ГЭП) − способ измерения электрического со-
противления неизменной установкой AMNB, перемещаемой по линии
(профилю) и обеспечивающей измерение примерно одинакового по
мощности слоя почвы.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
428
Вертикальное электрическое зондирование (ВЭЗ) − способ измерения
кажущегося удельного электрического сопротивления с глубиной на од-
ном месте. Это осуществляется путем заземления электродов АВ и MN с
нарастающими расстояниями между ними и постоянным центром на по-
верхности почвенного покрова.
Послойное электрическое зондирование (ПЭЗ) − способ, совмещаю-
щий особенности методов ВЭЗ и ГЭП и обеспечивающий одновременное
измерение удельного электрического
сопротивления по вертикали и гори-
зонтали. Кривые ВЭЗ и ПЭЗ − функ-
ции зависимости кажущихся сопро-
тивлений от половины расстояния
между электродами АВ (полуразноса
АВ). Заметим, что поскольку во всех
методах для измерения сопротивле-
ния используется один и тот же под-
ход, который является измерительной
основой для всех методов, то они мо-
гут выполняться одним и тем же при-
бором.
На протяжении двух-трех по-
следних десятилетий широкое рас-
пространение этих методов сдержи-
валось отсутствием современного,
удобного, портативного и высоко-
производительного прибора.
Для этих целей нами в рамках фир-
мы LANDVISER c уч
а
с
т
и
е
м фирм
ы
ASTRO GROUP разработан прибор для
проведения электрических параметров
почв и в первую очередь электрическо-
го сопротивления для всех вышеотме-
ченных методов (рис XV.1).
XV.1.1 Описание прибора «Автоматический измеритель элек-
трических параметров почв и растений» «LANDMАРPER-03»
Основное предназначение -- измерение элек
трическ
их параметров
почв: удельного электрического сопротивления, электропроводности и
естественных электрических потенциалов.
Прибор проводит эти измерения в автоматическом режиме, автономен и
портативен. Величина электрического параметра «высвечивается» на дис-
плее прибора. Прибор оснащен накопителем данных (999). Предусмотрена
компьютерная программа «скачки» данных. Возможна и непосредственная
регистрация данных. Время получения одного измерения 3--4 сек.
Рис. XV.1. Прибор для измерения
параметров почв и растений
«Landmapper-03»
Глава XV. Электрические свойства почв
429
Прилагается набор датчиков для измерения в полевых и лаборатор-
ных условиях почв, паст, суспензий и растворов, а также датчик для про-
ведения горизонтального и площадного профилирования (ГЭП, ПЭП) и
вертикального электрического зондирования (ВЭЗ)
Технические характеристики
Диапазон измерения от 0.1 [Ом·м] до 1 [МОм·м] и выше
Абсолютная погрешность измерения не более 2%
Диапазон установки геометрического коэффициента (далее коэффициен-
та) от 00.01 до 99.99
Количество фиксированных коэффициентов 10
Количество ячеек памяти 999
Диапазон рабочих температур от +10 до +40 С
Влажность воздуха рабочая: не более 65%
Вес прибора: не более 250 г.
Питание: батарея типа PP3 напряжением 9.0 В
Ток потребления: не более 7.0 мА
Режимы работы
Измерение электрического сопротивления почв с учётом коэффици-
ента (К=1) с занесением в память (ОЗУ), измерение электропроводности,
естественных электрических потенциалов.
Индикация и ввод коэффициента.
Листинг ОЗУ.
Стирание содержимого ОЗУ.
Индикация напряжения батареи питания.
Регулировка контрастности надписей ЖКИ.
Вывод информации в компьютер.
Органы управления
«
« − Кнопка включения и выключения прибора по триггерному
принципу.
«« − Кнопка вверх. Многофункциональная кнопка листинга функ-
ций, коэффициента, коррекции значений коэффициента, номера ячейки,
контрастности.
«« − Кнопка вниз. Многофункциональная кнопка листинга функ-
ций, коэффициента, коррекции значений коэффициента, номера ячейки,
контрастности
«« − Кнопка вправо
«« − Кнопка влево
«Comp» − Вилка для подключения компьютера.
− Гнёзда для подключения излучающих электродов АВ.
− Гнёзда для подключения измеряющих зондов MN.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
430
Порядок работы при измерении сопротивления в лабораторных и
полевых методах
Подключить необходимый датчик.
Излучающие электроды АВ заземляют в почве и подключают к гнёздам А
и В прибора.
Измерительные зонды заземляют в почве и подключают к гнёздам M и N
прибора.
Включают прибор. На индикаторе прибора кратковременно высвечи-
вается название модели, а затем прибор переходит в режим измерения.
На индикаторе должны появиться:
001Кn*R0000
1 -- номер ячейки памяти
К -- коэффициент []
[]
[]
AM AN
К
MN
n -- номер коэффициента
4 -- признак умножения
0000 -- признак измерения электрического сопротивления
Режим измерения электрического сопротивления
Путем одновременного нажатия кнопок вправо и вверх войти в ре-
жим геометрических коэффициентов К. При этом может появиться любая
из девяти ячеек и значение в них. Только первый коэффициент имеет
стабильное не изменяемое значение равное 1. Если высветится именно
этот коэффициент изменить его порядковый номер нажатием кнопки
«Вверх ». Нажать кнопку «Влево». Начнет мигать определенная ячейка
памяти и кнопкой вверх или вниз установить нужное значение этой ячей-
ки и нажатием левой кнопки перейти к новой ячейке и в ней установить
необходимое значение и перейти к следующей ячейке. Установив таким
образом необходимый коэффициент, ввести его в память одновременным
нажатием кнопок влево и вправо. Прибор готов к измерению.
В случае появления на дисплее режима не соответствующего измере-
нию сопротивления путем одновременного и многократно-
последовательного нажатия кнопок достигнуть появления режима R=Омм.
Затем нажатием кнопок вправо и влево одновременно запомнить ре-
жим и выключить прибор и затем включить вновь. В этом случае прибор
будет работать в режиме измерения сопротивления. Подобные операции
проводятся и в случае проведения измерений электропроводности или
потенциалов естественного поля.
Измерение проводится по нажатии кнопки ««. При этом на ЖКИ
приблизительно на 5 сек. пропадает индикация, а затем высвечивается
Глава XV. Электрические свойства почв
431
измеряемое значение сопротивления, электропроводности или потенциа-
ла в зависимости от установленного режима.
Для записи в указанную ячейку памяти измеренного сопротивления,
одновременно нажимают кнопки вправо влево. Измеренное значение за-
носится в память, а номер ячейки памяти инкрементируется. Прибор го-
тов к следующему измерению.
Режим индикации содержимого памяти (ОЗУ).
Удерживая нажатой кнопку «F» (левая), кнопками «« и ли «« перейти
в режим индикации содержимого ОЗУ:
Количество ячеек ОЗУ -- 999.
Последовательный листинг ячеек ОЗУ осуществляется с помощью кно-
пок «« и ли ««.
Произвольный выбор ячеек. С помощью кнопок «« и «« (или ««)
устанавливают требуемый номер ячейки ОЗУ: кнопкой «« выбирают
корректируемый разряд номера ячейки (выбираемый разряд мигает), а
кнопками «« или «« устанавливают требуемое значение разряда.
Запомнить номер выбранной ячейки: Удерживая нажатой кнопку «F»
нажать кнопку «« (разряд перестаёт мигать). За установленным номе-
ром ячейки высветится её содержимое и коэффициент с которым прово-
дился замер.
Режим стирания содержимого ОЗУ.
С помощью кнопок «F» и «« (или ««) войти в режим «Стереть ОЗУ».
Удерживая нажатой кнопку «F» нажать кнопку ««: на индикаторе поя-
вится листинг стираемых ячеек ОЗУ:
«>>>______<<<«
1 -- номер ячейки ОЗУ от 1 до 500.
По окончании цикла стирания ОЗУ на индикаторе:
«000 --,-- К0»
Режим индикации напряжения батареи питания.
С помощью кнопок «F» и «« (или ««) войти в режим:
Ubat= -.-B
1 -- значение напряжения.
Если напряжение батареи меньше 7В, то на индикаторе появится сооб-
щение:
Ubat < min
В этом случае следует провести замену батареи.
Режим регулировки контрастности надписей ЖКИ.
С помощью кнопок «F» и «« (или ««) войти в режим:
«Кон трастн ос ть », значение контрастности от 1 до 15.
Кнопками «« или «« установить оптимальное для пользователя зна-
чение.
Запомнить установленное значение контрастности: удерживая нажатой
кнопку «F» нажать кнопку ««.
Режим вывода содержимого ОЗУ в компьютер.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
432
Запустить в компьютере драйвер обслуживания ГП-01 «sv.exe». Появится
надпись: «Press any key when IBM com Wait».
С помощью кнопок «F» (левая) и «« (или ««) войти в режим:
«IBM com Wait»
На компьютере нажать любую клавишу. На индикаторе прибора при пе-
ресылке идёт листинг ячеек памяти в течении 10 секунд: IBM com.
По завершении пересылки информации в компьютер создаётся файл
«sv.txt» в том же каталоге, где установлен драйвер. Формат файла «sv.txt»
аналогичен ОЗУ.
Методы измерения электрического сопротивления с использованием
прибора LANDMАРPER-03
Измерения можно проводить:
1. В лаборатории,
2. В поле по стенкам разрезов
3. По приповерхностной толщи почв методом профилирования, например
при картировании.
4. Методом вертикального электрического зондирования для изучения
строения почвенно-грунтовой толщи без закладки разрезов и скважин,
проводя измерения лишь с поверхности.
Остановимся подробнее на этих методах.
XV.1.1.1 Измерения электрического сопротивления в лаборат ории
Эти измерения проводятся в специальных измерительных кюветах
(рис. XV.2). Проводятся измерения не только почвенных образцов в пас-
тообразном состоянии, но и почвенных растворов, вытяжек, суспензий,
грунтовых вод.
Рис. XV. 2. Кювета для лабораторного измерения электрического сопротивления
Размеры кюветы примерно 5 на 3 см и 3 см в высоту. Сделана она из
пластика или плексиглаза, не проводящего электрический ток. Боковые
площадные электроды выполнены в виде пластин из проводящего
металла, например, меди. Они выступают в роли электродов АВ. Из этого
же материала выполнены и вплавленные в боковую стенку стержни,
выступающие в роли электродов МN.
Глава XV. Электрические свойства почв
433
XV.1.1.2 Измерения сопротивления по профилю почв и в мето-
дах профилирования по поверхности почв
Для этих целей используется специальный четырехэлектродный дат-
чик (см. рис. XV.3).
Рис. XV.3. Установка для измерения электрического сопротивления по стенкам
разрезов. Расстояния между электродами датчика -- 5 см
Другой модификацией измерений электрического сопротивления в по-
ле является вертикальное электрическое зондирование, которое позволяет
изучать почвенную толщу по вертикали не нарушая почвенный покров.
XV.1.1.3 Методика исследований методом вертикального элек-
трического зондирования (ВЭЗ)
Вертикальное электрическое зондирование с помощью прибора
«LANDMAPPER-03» можно проводить двумя способами.
1. Измерения ВЭЗ первым способом удобно проводить в том случае,
когда достаточно провести зондирование на 9--10 разносов по числу ко-
эффициентов предусмотренных в приборе LANDMAPPER-03. Для этого
после выбора необходимых разносов электродов АВ, имея в виду что
глубина зондирования примерно равна 1/3 разноса АВ и выбора полураз-
носов электродов MN, примерно в средней трети полуразносов электро-
дов АВ, рассчитывают коэффициенты K по формуле []
[]
[]
AM AN
K
MN
и
вводят в ячейки прибора K1.... .K9.
В полевых условиях, пользуясь четырьмя достаточно длинными про-
водами с размещенными на них электродами из любого металла (жела-
тельно одинаковых) проводят последовательно заземление в соответст-
вии с выбранными разносами и, подключая тот или иной необходимый
коэффициент Kn, получают на дисплее прибора «LANDMAPPER -- 03»
соответствующее значение сопротивления.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
434
Рис XV.4. Прибор LANDMAPPER-
03 позволяет также проводить из-
мерения по поверхности почвы
Далее его можно занести или в
память прибора или записать на
бумаге в измерительную таблицу
соответственно разносу АВ и K.
2. Второй способ з
н
а
ч
и
т
ел
ь
н
о
более прост и не требует ввода ко-
эффициентов.
Измерения на всех разносах
проводят на одном коэффициенте
K0=1. Это позволяет провести зон-
даж на любом количестве разносов,
т.е. с любой частотой для почвенно-
грунтовой толщи.
С помощью Landmapper-03 мож-
но:
1. Изучать генетические и почвен-
но-экологические особенности почв.
Оценивать морфологические осо-
бенности почв
2. Проводить различные виды кар-
тирований и обслуживаний почв.
Проводить детальное и крупно-
масштабное почвенное, почвенно-
экологическое,
почвенно-
агрохимическое обследование и
картирование различных сельскохозяйственных угодий без закладки раз-
резов, скважин и отбора образцов:
--оценка гумусового состояния;
--оцен ка засоления (общее засоление почвы);
-- оценка площади, масштабов и степени загрязнения нефтепродукта-
ми, дорожными антифризами и промышленными стоками;
-- выполнять обследование и картирование промышленных и быто-
вых свалок;
-- осуществлять поиск мест захоронения ценных предметов, объектов
преступлений, мест локализации свалок и т.п.
Например, проведение почвенно-экологического обследования сель-
скохозяйственных угодий, парков, скверов, придорожных газонов и др. с
целью выявления зон локализации, площади, масштабов и степени загрязне-
ния самыми разными загрязнениями-нефтепродуктами, городским мусором,
промышленным стоками, дорожными антифризами, токсичными солями и
т.п.
-- поиск мест прорыва промышленных и бытовых канализационных
стоков.
Глава XV. Электрические свойства почв
435
3. Определение стратиграфии (строения) любой почвенной, грунто-
вой или созданной человеком толщи (например, свалки).
4. Определения ряда свойств почв и грунтов.
5. Изучение гидрологической обстановки.
Теоретические аспекты использования электрических па-
раметров в почвенных исследованиях
XV.2 Электрические параметры и почвообразование
Широкое использование наблюдений за электрическими параметра-
ми естественных потенциалов и сопротивления, а также применение
электрофизических методов до последнего времени сдерживалось и от-
сутствием должного теоретического обоснования их поведения для
функционирующих в реальной природной обстановке почв, отсутствием
выявленных взаимосвязей параметров с теорий почвообразования.
Важнейшей задачей при изучении электрических параметров в поч-
вах была выработка теории взаимосвязи почвообразования и генезиса
почв с ними. В результате анализа большого круга исследований стацио-
нарных электрических полей (СЭП) можно утверждать, что естествен-
ные электрические поля (ЕЭП), самопроизвольно возникающие в почвах
и искусственно создаваемые электрические поля при которых измеряют
сопротивление, подчиняются одним и тем же закономерностям.
Поведение этих электрических параметров тесно связано с процесса-
ми почвообразования, и легко объясняемо, исходя из законов электро-
магнетизма и термодинамики.
XV.3 Стационарные электрические поля и элементарные
почвообразовательные процессы
На этом направлении нами на основе проведенных эксперименталь-
ных исследований и известных литературных источников (Антропов,
1975; Тамм, 1989; Краев, 1965) разработаны теоретические концепции по-
ведения СЭП в почвах и модельные представления о них на морфонно-
горизонтом, профильном, катенно-ландшафтном и зональном уровне орга-
низации почвенного покрова, основные положения которых следующие:
1. Первопричина формирования СЭП в почвах заключается в созда-
нии различных плотностей подвижных электрических зарядов (катионов
ЕКО и почвенного раствора), за счет и под действием почвообразова-
тельн ых процессов и, следовательно, связано с широким комплексом
свойств почв, характеризующих состояние почвенного поглощающего
комплекса и почвенного раствора.
2. Процессы почвообразования направлены на обогащение или обед-
нение почвенных формирований − морфонов, горизонтов, почвенных
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
436
индивидуумов подвижными электрическими зарядами и тем самым из-
меняют параметры СЭП в почвах (Герасимов, Глазовская, 1960, Добро-
вольский, 1991, Добровольский, Никитин, 2000). Процессы выщелачива-
ния − оподзоливание, лессиваж, рассоление, осолодение и другие анало-
гичные процессы, увеличивая долю первичных, устойчивых минералов
крупных фракций, снижают плотности подвижных электрических заря-
дов и увеличивают параметры СЭП. Процессы гумусонакопления, оглее-
ния, торфонакопления, окультуривания и другие подобные увеличивают
плотность подвижных электрических зарядов и тем самым снижают па-
раметры СЭП.
XV.4 СЭП и профильная организация почв
В почвах основных генетических типов параметры СЭП изменяются
закономерно, что выявлено прямыми экспериментальными измерениями
непосредственно в природной обстановке.
Для каждого типа почвообразования установлены строго специфиче-
ские величины параметров СЭП в зависимости от интенсивности прояв-
ления почвообразовательных процессов (табл. XV.1).
Профильные кривые параметров СЭП почв основных генетических
типов почвообразования отражают текстурно-химическую организацию
и дифференциацию профилей, а также сопряжены с интенсивностью
проявления характерных почвообразовательных процессов. Так, в авто-
номных ландшафтах гумидной зоны, для целинных автоморфных, нена-
рушенных дерново-подзолистых почв автономных ландшафтов, установ-
лено S-образное изменение параметров СЭП в профиле, сопряженное с
закономерным изменением большинства свойств − емкостью поглоще-
ния, изменением SiO2; R2O3 и ила. В элювиальных горизонтах и морфо-
нах, характеризующихся интенсивным выносом высокодисперсных час-
тиц и накоплением кварца, полевых шпатов и других устойчивых мине-
ралов, оподзоливание обусловливает относительную их обедненность
подвижными электрическими зарядами по сравнению с аккумулятивно-
гумусовыми и иллювиальными горизонтами, что определяет в них более
высокие параметры (табл. XV.1).
Супесчаные и песчаные разновидности морфонов, горизонтов и поч-
венных профилей дерново-подзолистых автоморфных почв, имеющих
исходно высокое содержание SiO2 и, следовательно, крайне низкие плот-
ности подвижных электрических зарядов, обладают весьма высокими
параметрами СЭП.
В зависимости от степени выраженности процессов дерновости,
оподзоливания и иллювиирования изменяются лишь различные участки
S-образной кривой параметров СЭП при неизменно-сохраняющейся ее
форме.
Глава XV. Электрические свойства почв
437
Таблица XV. 1
Специфические значения параметров СЭП почв подзолистого и болотного
типов почвообразования
Параметры
Почва
K
,Ом·м
K
O
,Ом·м
, мВ
I. Антропоморфные дерново-подзолистые почвы
А. На однородных суглинках
1. Слабоподзолистые
А1
<150
<150
10--15
A1A2
150--200
200--300
28--25
A2B
100--150
100--300
10--20
B,C
30--50
30--50
<10
2.Среднеподзолистые
A1
400--600
200--400
15--20
(A2A1)A1A2 600--800
400--600
30--50
(A2)A2B
400--600
200--300
20--30
B(C)
30--60
30--50
<10
3. Сильноподзолистые и подзолы
A1
800--1000
400--600
20--30
(A2A1)A2 >1000
>1000
>50
A2B
600--800
200--400
10--20
B(C)
30--50
30--50
<10
4. Окультуренные
Апах
<50
80--100
10--20
А2ост
50--80
150--200
20--30
В (С)
<50
<50
<10
Б. На супесчаных и песчано-слоистых породах
1. Среднеподзолистые
А1
800--1500
800--1000
А2А1
1000--3000
1500--2000
А2В(А2) 400--1500
800--1000
В (С)
200--1000
<400
2. Окультуренные
Апах
100--200
100--200
А2ост
400--500
400--600
В (С)
200--400
200--400
II. Гидроморфные почвы на однородных суглинках
1. Дерново-средне-подзолистая неоглееная
А1
400--600
200--400
15--20
(А2А1)А1А2 600--800
400--600
30--60
(А2)А2В
400--600
200--300
20--30
В (С)
30--60
30--50
<10
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
438
Продолжение таблицы XV. 1
Параметры
Почва
K
,Ом·м
K
O
,Ом·м ,мВ
2. Глееватая
А1
200--300
200--300 10--20
(А2А1,А1А2) 300--400
200--250 10--20
(А2,А2В) 80--150
80--100
10
(В,С)
30--50
<50
<10
3. Глеевые
А1
100--150
100--150 6--10
(А2А1,А1А2) 150--200
100--150 10--15
(А2,А2В) 50--70
80--100
<10
(B,C)
30--50
<50
<10
Специфические значения параметров СЭП почв черноземного,
солончакового, солонцового типов почвообразования
Черноземы типичные
А
40--60
40--60
10--20
В
20
20
0--10
Светлокаштановые
А
60--80
60--80
40--60
В
10--20
20--40
10--20
Солонцы
А
60--80
60--80
40--60
В
10
10
10
Солончаки
Асол
10
10
10
А
10--20
10--20
10--20
А
10--20
10--20
10--20
Асол
10
10
10
Процессы окультуривания в дерново-подзолистых почвах направле-
ны на снижение параметров СЭП, которое происходит в соответствии с
их интенсивностью (табл. XV.1).
Процессы оглеения также снижают величины параметров СЭП по
сравнению с автоморфными почвами подзолистого типа почвообразования
сходного механического состава. Это объясняется накоплением ионоген-
ных соединений за счет распада алюмо- и ферросиликатов в результате
перехода в подвижное состояние их продуктов − соединений железа, маг-
ния, алюминия, а также формированием сложных органических и органо-
минеральных соединений.
В гетерономных ландшафтах гумидной зоны, где геохимически под-
чиненные супераквальные ландшафты выполняют роль аккумуляторов
Глава XV. Электрические свойства почв
439
веществ, поступающих с элювиальных автономных ландшафтов, пара-
метры СЭП распределены также сообразно катенно-ландшафтной орга-
низации почвенного покрова: более высокие величины параметров СЭП
наблюдаются в элювиальной части катены, несколько меньшие в транс-
элювиальном и транс-аккумулятивногидроморфном секторах суперак-
вальной части катен, а минимальные в подчиненных ландшафтах, где ин-
тенсивно протекают процессы, направленные на усиление плотности элек-
трических зарядов − торфонакопление и оглеение.
Учитывая триаду Герасимова: факторы − процессы − свойства, пара-
метры СЭП косвенным путем связаны также и с факторами почвообразо-
вания. К примеру, параметры СЭП почв сопряжены с фитогенной струк-
турой автономных и гетерономных ландшафтов (БГЦ) через посредство
различий в «напряженности » проявления почвообразовательных процес-
сов в них. В автономных ландшафтах, где распространены автоморфные
дерново-подзолистые почвы, ослабление процессов гумусонакопления в
ряду дерновые, дерново-подзолистые почвы, ослабление процессов гуму-
сонакопления в ряду дерновые, дерново-подзолистые и подзолистые поч-
вы, изменение состава растительности от луговых ассоциаций к бореаль-
ным, приводит к изменению комплекса свойств, обуславливающих
уменьшение плотности подвижных электрических зарядов, что вызывает
увеличение величин параметров СЭП в почвенной толще затронутой
процессами почвообразования.
В почвах различных парцелл одного БГЦ, где различия в плотности
электрических зарядов формируются в соответствии с фитогенной струк-
турой БГЦ, за счет незначительных изменений в количественном и каче-
ственном составе ППК и почвенных растворов, также происходит нарас-
тание величин параметров СЭП в оподзоленной толще почв для ряда
парцелл с усилением бореальных элементов растительности.
Рельеф служит наиболее мощным фактором, изменяющим параметры
СЭП почв, вследствие интенсивного распределения им вещества и энер-
гии при почвообразовании.
Зональная смена направленности почвообразовательных процессов
от процессов выщелачивания, имеющих преобладающее значение в поч-
вах подзолистого типа почвообразования, на процессы накопления ве-
ществ, в почвах черноземного, солонцового и солончакового типов поч-
вообразования, приводит к соответствующему снижению параметров
СЭП и изменению формы профильного их распределения.
В черноземах наблюдается уменьшение параметров СЭП и смена их
профильного распределения на двухслойную в соответствии со слабой
двучленной текстурно-химической дифференциацией профиля.
Параметры СЭП каштановых почв мало отличаются по величине, но
форма профильной кривой имеет вид гум<породы. В солонцах и солонча-
ках величины параметров СЭП еще больше снижаются в солонцеватых и
засоленных горизонтах.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
440
Особое внимание уделено подразделению профильных кривых пара-
метров СЭП, измеряемых методами электрического зондирования (ВЭЗ)
почв всех исследованных генетических типов. Это интерпретация ВЭЗ.
Выявило полное соответствие их характера изменения с профильной ор-
ганизацией.
На качественном этапе интерпретации данных СЭП, (Ваньян и др,
1962), позволяющем получать результаты в величинах АВ/2, характери-
зующих относительную глубину горизонтов (метод ВЭЗ) и в величинах
измеряемых параметров СЭП (, ) показано, что целесообразно использо-
вать методы численного анализа, например, метод конечных разностей, как
дающие наиболее объективные результаты.
Количественный этап интерпретации, в результате которого получа-
ются истинные глубины залегания горизонтов по методу ВЭЗ и его ана-
логов, а также истинное сопротивление, необходимо основывать на ре-
шении уравнения Лапласа, описывающем распространение искусственно
создаваемых СЭП в почвах. Поскольку, большинство почв можно счи-
тать горизонтально-слоистыми средами и решение уравнения Лапласа
для такого случая существует, методы интерпретации основанные на нем
следует признать наиболее совершенными (Матвеев, 1974; Поздняков,
Позднякова, 1980; 1983; Позднякова, 1982;1984)
Так, с помощью алгоритмов и программ для персональных компью-
теров, произведена количественная интерпретация данных ВЭЗ дерново-
подзолистых целинных и окультуренных почв, черноземов и коричневых
почв Горного Крыма, которая показала хорошее соответствие интерпре-
тационных модельных представлений о почвенн ых профилях этих почв,
реальному их строению (Поздняков и др. 1986).
Для автоморфных целинных, ненарушенных дерново-подзолистых
почв на однородных суглинках, супесях и песках выявлена трехслой-
ность в параметрах почвенного профиля, соответствующая группам ос-
новных генетических горизонтов этих почв и имеющая следующие соот-
ношения для истинных величин сопротивления гум<элюв.>илл.+порода. .
Для черноземов гум<породы, а для коричневых скелетных почв вида
скел.>нескел.. Во всех случаях ошибки в определении глубины залегания
выделяемых горизонтов удовлетворительны для практики почвенных
исследований (Поздняков и др, 1986).
Следовательно, параметры искусственных СЭП почв, измеряемые
методом ВЭЗ и их аналогами, могут быть рассчитаны на основе уравне-
ния Лапласа. Это служит надежной основой интерпретации данных и
существенно расширяет область их применения, так как позволяет опре-
делять реальные мощности горизонтов почв без их нарушения, проводя
измерения с поверхности.
Установлено, что параметры СЭП связаны со свойствами почв, обу-
словленных плотностью электрических зарядов, зависимостями экспо-
ненциального вида, в соответствии с законом энергетического распреде-
ления носителей электричества в потенциальном поле Максвелла-
Больцмана.
Глава XV. Электрические свойства почв
441
XV.5 Электрические поля и свойства почв
XV.5.1 Электрические параметры СЭП и влажность
Влажность, пожалуй, первейшее свойство, которое вспоминается
почвоведу, как только заходит речь о влиянии почвенных свойств на
электрические параметры, в первую очередь, на сопротивление. Именно
первые исследования зависимостей электрических параметров от свойств
почв, проводимые еще в начале 20-го века, относятся именно к исследова-
ниям по влиянию влажности (Вадюнина, 1937; Воронин, 1986; Баев, 1979;
Боровинская и др. 1981).
Существует огромное количество подходов к выяснению зависимо-
стей между влажностью и сопротивлением (табл. XV.2).
Как хорошо видно в табл.XV.2, многие авторы получили криволи-
нейные зависимости между электрическими параметрами и влажностью,
а также засоленностью почв. Тем не менее, другие исследователи показа-
ли, что криволинейные зависимости получаются, если засоленность почв
изменяется в большом диапазоне.
Таким образом, если сильно засоленные образцы включаются в ана-
лиз, то полученные связи обычно криволинейны. Вид и теснота связей
представлены для засоленности и электрических параметров в табл.
XV.2. Другие авторы предлагали полиномиальные функции различного
порядка для описания криволинейных зависимостей между электриче-
ским сопротивлением или проводимостью и засоленностью почв, раство-
ров, грунтовых вод.
McNeal и др. (1970), сравнив различные зависимости для подсчета
ионного состава почвенных растворов, получил, что экспоненциальная
зависимость подходит наилучшим образом. Le Brusg и Loyer (1982) рас-
сматривали одновременное влияние содержания солей и влаги на элек-
трическое сопротивление в почвенной пасте. Они выяснили, что электро-
проводность почвенной пасты является суммой экспоненциальных функ-
ций содержания воды и проводимости почвенного раствора
Большинство видов связей (табл. XV.2) криволинейны или линейны в
некотором специфическом диапазоне каждого свойства почвы. Этот факт
можно рассматривать как косвенное указание на применимость закона
распределения Больцмана при описании связей между электрическими
параметрами и свойствами почв, влияющих на объемную плотность за-
ряда. Согласно закону распределения Больцмана такие связи должны
быть экспоненциальными. Статистические различия между экспоненци-
альной, степенной и полиномиальной зависимостями обычно незначи-
тельны, особенно в ограниченном диапазоне изменения аргументов.
Думается, что главнейшая роль влажности в формировании электри-
ческих полей в почвах заключается в изменении подвижности и числа
электрически заряженных частиц -- плотности подвижных электрических
частиц.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
442
Таблица XV.2
Некоторые зависимости между свойствами почв и электрическими параметрами
Авторы
Методы
Зависимости
Примерный
ряд свойств
Зависимости электрических параметров с влажностью
Низенков,
1932
4-электродный
32
Wa
E
Rb
E
Rc
HW--Sw
Давидов, 1936 4-электродный
2
Wa
E
Rb
N/S
Archie, 1942 4-электродный
ab
ww
EC ECS
N/S
Аньян, 1961 4-электродный
ab
tc
EReW
WP--FC
Gupta
and
Hanks, 1972 4-электродный
b
s
EC aECW
HW--FC
Рогозов, 1977 4-электродный
0.01 2.1
WE
R
0.021--0.1g g--1
Троицкий,
1979
4-электродный ER b aW
HW--FC
Семенов, 1980 потенциал
ba
W
N/S
Боровинская и
др. ., 1981
4-электродный
b
ER aW
WP--FC
Seyfried, 1993 2-электродный
log( )
abE
R
0.1--0.4 m3 m--3
Ferre et al.,
1998
2-электродный
aba
w
EC EC
0.13--0.35 m3
m--3
Зависимость с температурой (t)
Аньян, 1961 4-электродный
ab
tc
EReW
N/S
Раисов, 1973 то же
212
1
1
tt
ERERatt
0--50 0C
Wells, 1978
то же
12
22
121 221
ln
ln
tt
EC EC
bttbtt
N/S
Зависимости с засолением
Campbell et al.,
1948
2-электродный
b
w
TC aEC
N/S
Halvorson and
Rhoades, 1976 4-электродный
w
ECaECb
N/S
Chang et al.,
1982
4-электродный
b
w
TC aEC
N/S
Глава XV. Электрические свойства почв
443
Влажность почвы влияет на подвижность электрических зарядов
сложным образом. Электрические заряды подвижны, когда они находят-
ся в свободном почвенном растворе или формируют двойной электриче-
ский слой на поверхности почвенных частиц. С увеличением влажности
почвы от воздушно сухой до полного насыщения, освобождается часть
ионов, адсорбированных на поверхности почвенных твердых частиц, что
влияет на формирование двойного электрического слоя. Поэтому, под-
вижность электрических зарядов обычно увеличивается с увеличением
влажности почвы. Однако, на подвижность электрических зарядов влияет
и подвижность почвенной влаги, поскольку вода также образовывает ио-
ны, в частности гидроксония (Иванов и др., 1977; Лыч, Лис, 1980). Вода
удерживается в почве благодаря силам молекулярного притяжения, си-
лами Вандерваальса и электростатического взаимодействия между моле-
кулами воды, молекулами раствора и твердыми поверхностями (Нерпин,
Чудновский, 1967; Савич, 1977). При низкой влажности наибольшее ко-
личество почвенной влаги прочно удерживается в форме пленок харак-
терных для преобладающих сил молекулярного притяжения, тогда как
при высокой влажности наибольшее количество воды удерживается от-
носительно слабыми капиллярными силами между почвенными частица-
ми и капиллярами (Iwata et al., 1995). Количество различных сил, внося-
щих вклад в удержание воды, меняются с изменением влажности почвы
(Нерпин и Чудновский, 1967).
XV.5.2 Связи между электрическими параметрами и некото-
рыми свойствами почв гумидной зоны
Почвы можно подразделить на две группы.
Первая группа -- почвы, у которых EКО содержит Ca+2, Mg+2, Al+3, и
H+. Эти почвы формируются процессами подзолообразования, лессиважем,
гумификацией, минерализацией и глееобразованием в гумидных зонах
(Wilding et al., 1983). Это дерново-подзолистые, оглеенные почвы, торфя-
ные почвы, серые лесные, черноземы могут быть рассмотрены как почвы
первой группы.
Процессы засоления, содообразования, гумификации и минерализации
в аридных и семиаридных зонах формируют вторую группу почв с EКО
состоящим из Ca+2, Mg+2, и Na+ (Юдина, 1979; Adams, 1971).
Зависимости между электрическими параметрами и свойствами по-
лучены нами для большинства почв гумидной зоны России (Поздняков,
2001).
Экспериментальные зависимости между электрическими потенциала-
ми ЕЭП и различными катионными формами обмена в ЕКО представляют
собой экспоненциальные зависимости. Результаты показывают, что элек-
трический потенциал уменьшается с увеличением ЕКО. Среди катионов
ЕКО влияние уменьшается в последовательности Ca>Mg>Al (табл. XV.3).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
444
Таблица X V .3
Коэффициенты корреляции для зависимостей между катионами почв и
электрическими потенциалами, измеренными in situ в дерново-подзолистых
почвах (Московской области)
Свойства
--R
Свойства
--R
Ca
0.48
Ca+Mg+Al
0.314
Mg
0.26
Al/(Ca+Mg+Al), % 0.356
Mn
0.152
(Ca+Al)/(Ca+Mg+Al) 0.325
Fe
0.144
(Ca+Mg+Al)+Ca
0.340
Al
0.085
(Ca+Mg+Al)+Mg
0.287
Ca+Mg
0.330
(Ca+Mg+Al)+Al
0.255
Ca+Al
0.272
(Ca+Mg+Al)+Fe
0.210
Ca+Fe
0.267
(Ca+Mg+Al)+Mn
0.263
Зависимость между электрическими потенциалами и суммой основ-
ных катионов с (Ca+Mg) менее строгая, чем только с Ca (табл. XV.3). Для
Al и Fe зависимость очень слабая или практически отсутствует. Слабая
зависимость и с Al , видимо, потому, что его количество в почве мало.
Кроме того, Al и Fe существуют в нерастворимой форме в минеральных
структурах и не участвуют в реакциях обмена. Fe+3 -- ион особенно инер-
тен (немобилен) в почвах. Слабая криволинейная зависимость наблюда-
лась и для Mn. Электрический потенциал ЕЭП возрастал с обменным Mn,
что можно объяснить как взаимосвязь с основными катионами. Обычно в
почвах гумидной зоны увеличение основных катионов происходит со-
вместно с уменьшением Al, Fe, и Mn.
Зависимости между электрическим потенциалом и обменным ком-
плексом катионов улучшаются при добавлении данных других почв гу-
мидной зоны с аналогичным химизмом катионного обмена таких как, к
примеру, дерново-подзолистые и торфяные. Коэффициенты корреляции
для таких зависимостей с Ca и Ca+Mg увеличиваются до − 0.768 и −
0.720, соответственно.
Связи между электрическим сопротивлением, измеренным в почвен-
ных образцах, почвенных суспензиях и коллоидных суспензиях и хими-
ческими свойствами этих почв, такими как емкость катионного обмена,
насыщенность основаниями, и содержанием P и K также обнаруживают
довольно высокий уровень взаимосвязей.
Уравнения регрессии для связей между электрическим сопротивле-
нием и различными почвенными свойствами представлены в табл. XV.4
Из этих данных следует, что многие из полученных зависимостей
экспоненциальны с высоким коэффициентом корреляции.
Более строгие экспоненциальные зависимости были получены для ем-
кости обмена и насыщенности основаниями. Коэффициенты корреляции
для связей с насыщенностью почв основаниями --0.90 и --0.88 для почвы и
Глава XV. Электрические свойства почв
445
коллоидной суспензии, соответственно. В другом случае коэффициенты
корреляции связей между емкостью катионного обмена и электрическим
сопротивлением были --0.89 для почвенной суспензии и --0.87 для коллоид-
ной суспензии.
Таблица XV.4
Уравнения регрессии и коэффициенты корреляции для зависимостей эле к-
трического сопротивления и свойств почв
Свойства (Y)
R
Уравнения регрессии
Электрическое сопротивление почвенных образцов
Насыщенность основаниями --0.82
Y=362.5exp(--47.8 ER)
Емкость катионного обмена --0.72
Y=287.4exp(--64.5 ER)
Электрическое сопротивление почвенной суспензии
Насыщенность основаниями --0.90
Y=253.7exp(--44.8 ER)
Емкость катионного обмена --0.89
Y=390.8exp(--64.7 ER)
Полевая влагоемкость
--0.8
Y=771.1exp(--137.7 ER)
Подвижный фосфор
0.09
Y=16.3exp(1.44 ER)
Зольность
--0.21
Y=45.9exp(--4.17 ER)
Электрическое сопротивление коллоидной суспензии
Насыщенность основаниями --0.88
Y=255.6exp(--48.0 ER)
Емкость катионного обмена --0.87
Y=393.4exp(--74.7 ER)
Полевая влагоемкость
--0.78
Y=771.1exp(--147.7 ER)
Подвижный фосфор
0.06
Y=18.4exp(1.08 ER)
Зольность
--0.22
Y=47.4exp(--4.7 ER)
Общее содержание гумуса
--0.78
Y=420.5exp(--56.4 ER)
Так как почвы в гумидной зоне имеют низкое количество раствори-
мых солей, обменные катионы играют важную роль в электропроводно-
сти почв. Почвенные обменные катионы относительно подвижны и глав-
ным образом проводят электричество в почвах гумидной зоны.
Содержание гумуса также увеличивает способность катионного об-
мена почв. Поэтому, относительно тесная связь (R = --0.78) была найдена
для общего содержания гумуса и электрического сопротивления колло-
идной суспензии.
Высокий коэффициент корреляции (R = --0.78) был так же получен
для полевой влагоемкости и электрического сопротивления коллоидной
суспензии. Влажность почв гумидной зоны не ограничена осадками и
обычно определяется водоудерживающей способностью почвы. Поэтому
почвы с высоким содержанием глинистых частиц и гумуса склонны
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
446
иметь высокую насыщенность основаниями и высокую полевую влаго-
емкость.
Таким образом, в почвах гумидной зоны электрическое сопротивле-
ние тесно связано с почвенными свойствами, такими как емкость катион-
ного обмена насыщенность основаниями, содержание влаги, гумусом и
другими характеризующими почвенный поглощающий комплекс, строго
экспоненциальными зависимостями.
Аналогичные связи были получены для электрического сопротивле-
ния измеренного непосредственно в полевых условиях in-situ вдоль поч-
венных разрезов и с поверхности почвы методам ВЭЗ. Показаны связи
между различными формами железа и электрическим сопротивлением
измеренным в почвенных горизонтах с помощью четырехэлектродного
профилирования. Заметно, что связи были не так тесны, как в случаях
измерений в почвенной и коллоидной суспензиях в лабораторных иссле-
дованиях, но, тем не менее, они заметны и экспоненциальны.
Связи электрических параметров и почвенных свойств, характери-
зующих почвенные коллоидные фракции и емкость катионного обмена
становятся более строгими когда в регрессионный анализ включаются
почвы различных типов. Связи электрических параметров с емкостью
катионного обмена и содержанием гумуса скомбинированные для почв
первой группы весьма строгие и тесные − коэффициенты корреляции
достигают --0.67. Общая экспоненциальная зависимость действительна
для почв первой группы с аналогичным составом (композицией) катион-
ных обменных комплексов и почвенных растворов.
Следовательно, для описания зависимостей между электрическими
параметрами, измеренными в поле и лабораторных условиях и различ-
ными свойствами почв характеризующими емкость катионного обмена и
сорбцию в почвах гумидной зоны, может быть использована экспоненци-
альная функция. Связь более явная для свойств почв характеризующих
коллоидный состав и специфику почвенной поверхности, насыщенность
основаниями, содержание гумуса, чем для специфичных отдельных об-
менных катионов.
XV.5.3 Связи между электрическими параметрами и свойства-
ми почв аридных регионов
В почвах аридного региона емкость обмена заполнена в основном ка-
тионами кальция, магния и натрия. Поэтому, электрические параметры,
по-видимому, должны показывать связи именно с этими катионами. В
самом деле, тесные экспоненциальные зависимости были получены меж-
ду электрическим потенциалом, измеренным на поверхности почвы ме-
тодом естественного электрического поля и суммой Ca, Mg, и Na ( R = --
0.810, табл. XV.5).
Глава XV. Электрические свойства почв
447
Таблица XV.5
Коэффициенты корреляции для взаимосвязей между катионами ППК и
электрическими свойствами в почвах аридных регионов
R
Свойство
R
Na
--0.599 (Ca+Mg+Na) + Ca
--0.648
Ca+Mg
--0.798 (Ca+Mg+Na) + Mg
--0.627
Ca+Mg+Na
--0.810 (Ca+Mg+Na) + Na
--0.566
Na/(Ca+Mg+Na) --0.543 (Ca+Mg+Na) + (Ca+Mg) --0.682
Для содержания только одного натрия и электрического потенциала
связь так же экспоненциальная с R = −0.599. Отношение Na/(Ca+Mg+Na)
связано с электрическим потенциалом линейной функцией с R = −0.543.
Электрический потенциал уменьшается с увеличением относительного
количества натрия в солонцах. Такой же тип линейной зависимости с R =
−0.356 был получен для отношения Al/(Ca+Mg+Al) и электрическим по-
тенциалом в подзолистых гумидной зоны (табл. XV.5). Такие отношения
важны для изучения генезиса почв, так как они показывают степень вы-
щелоченности и заселенности этих почв. Полученные связи могут ис-
пользоваться для изучения процессов почвообразования. В табл. XV.5
коэффициенты корреляции для зависимостей между комбинациями со-
держания Ca, Mg, и Na в почвах каштанового комплекса и электрическим
потенциалом. Все зависимости имеют относительно высокие коэффици-
енты корреляции.
Связь влажности почвы и электрического сопротивления также экс-
поненциальная и явно менее строгая, чем полученная в лабораторных
условиях.
Связи между засоленностью почв и электрическими параметрами,
такими как сопротивление и электропроводность тщательно изучались и
иностранными исследователями в лабораторных условиях на почвенных
пастах и суспензиях. Экспоненциальные зависимости между электриче-
ским сопротивлением и засоленностью почв аридных регионов были об-
наружены и в этих случаях во многих как в зарубежных так и в отечест-
венных литературных источниках (Rhoades et al., 1976). Было показано,
что засоленность в почвах второй группы, являясь суммарной характери-
стикой доступности электрических зарядов, строго связаны с общей за-
соленностью и показывает схематическую криволинейную зависимость
между электрическим сопротивлением или потенциалом и засоленностью
почв второй группы.
Электрические параметры, измеренные in situ, зависят от многих
свойств почв, таких как влажность, почвенная текстура, содержание гу-
муса, совместно с засоленностью. Более того, засоленность при различ-
ных наблюдениях варьировала в различных диапазонах. Связи между
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
448
электрическими параметрами и засоленностью более строгие при изме-
рениях в лабораторных условиях при измерениях в пасте и суспензии.
Тем не менее, из наших полевых и из большинства других исследований
были получены криволинейные зависимости для электрического сопро-
тивления или электропроводности измеренных in situ и засоленностью в
почвах аридных регионов.
Итак, в почвах разных типов почвообразования, наибольшая теснота
связей и экспоненциальный вид зависимостей выявлен для тех свойств,
которые прямо характеризуют качественный и количественный состав
почвенного поглощающего комплекса (Ca, Mg, H, Al) и свойств, опреде-
ляющих его опосредовано (содержание гумуса, содержание илистой
фракции).
В почвах солончакового типа почвообразования первостепенная роль
может быть отведена солесодержанию. В почвах солонцового типа − со-
держание обменного Na+.
XV.5.4 Энергетические характеристики почвообразования и
стационарные электрические поля почв
На основе анализа ряда исследований был выработан подход, позво-
ляющий оценивать через измерение электрических параметров, энерге-
тику почвообразования. Перспективным в этом отношении представляется
выдвинутая Б.Г.Розановым и В.А.Ковдой идея о применимости первого
уравнения термодинамики для описания массопереноса и энергии в почвах.
«Почвообразование, как и любой другой природный процесс является про-
цессом энергетическим и, следовательно, подчиняется основным фундамен-
тальным законам термодинамики » − пишет Б.Г. Розанов в книге «Почвен-
ный покров земного шара» (1977). Почвы являются открытыми динамич-
ными системами, находящимися в стационарном или квазистационарном
состоянии с другими составными элементами ландшафтов (экосистем, БГЦ).
К таким системам вполне применимы законы термодинамики, в том числе и
первый закон термодинамики.
Уравнение первого закона термодинамики в случае применения его для
описания процессов почвообразования имеет вид:
1
K
ii
i
QM
U
A
,QA
1
K
ii
jMU
c
o
n
s
t
− массообменный п
ара
м
е
тр
электрогенных соединений.
Электрохимические потенциалы могут быть выражены через хими-
ческие потенциалы и электрическую составляющую энергии
ii
i
zF
Глава XV. Электрические свойства почв
449
тогда:
11
22
21
11 ()
KK
ii
ii
ii
mm
z
F
или
11
1
22
2
11
KK
ii
ii
ii
mz
F
mz
F
,
где z − заряд частицы (иона), F − постоянная Фарадея,
,
ii
− химический и электрохимический потенциалы, соответственно
mi1,mi2 − величины тесно связанные с концентрациями.
Анализ уравнений показывает:
1. Изменение «химической» энергии порождает «электрическую» энер-
гию.
2. Чем выше в точке почвенного покрова величина «химической» энер-
гии, тем ниже в ней величина «электрической» энергии, т. е. ниже элек-
трические параметры СЭП -- потенциал и сопротивление.
XV.5.5 Стационарные электрические поля и организация поч-
венных профилей основных зональных типов почв
Полученные экспериментальные данные позволили построить неко-
торые обобщенные концептуальные модели поведения СЭП для основ-
ных генетических типов почв на основе построения их почвенно-
электрических профилей.
Почвенно-электрический профиль является отражением модельных
представлений сформированного в результате почвообразовательных
процессов реального почвенного профи ля, наделенного электрическими
характеристиками СЭП и отвечает равновесно-стационарному состоянию,
учитывающему химическую и электрическую составляющую энергии.
Каждому типу почвообразования соответствуют вполне определен-
ные почвенные процессы, ответственные за распределение вещества и
энергии в почвенном профиле и создающие, следовате льно, вполне опре-
деленный почвенный и почвенно-электрический профили.
Почвенно-электрический профиль может быть построен для каждого
генетического типа почвы или даже для более мелких таксономических
единиц, исходя из следующих соображений.
Почвенный профиль любой почвы можно условно подразделить на
элементарные горизонтально-слоистые участки однородные по свойст-
вам в вертикальном направлении. К таким подразделенным участкам
почвенного профиля могут быть применены представления, описанные
для однородных почвенных образований. Для построения почвенно-
электрических профилей основных генетических типов почв необход имо
произвести группировку этих монослоев на «однородные» по выражен-
ности электрических параметров СЭП, или, что однозначно, провести
подразделение профильных кривых параметров СЭП на «электрически
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
450
однородные» слои. Важно также, чтобы это подразделение совпало с
профильно-генетической организацией почвы того или иного почвенного
типа.Модель почвенно-электрического профиля почвы должна быть также
увязана и с термодинамическими представлениями об энергетическом
состоянии и распределении подвижных электрических частиц в почвен-
ном профиле.
XV.6 Модели почвенно-электрических профилей основных
генетических типов почв
Модели почвенно-электрических профилей почв подзолистого, бо-
лотного и черноземного типов почвообразования. В дерново-
подзолистых почвах дерновый и подзолообразовательный процессы
формируют трехслойный профиль с соответствующим профильным рас-
пределением плотности электрических зарядов и, следовательно, концен-
траций и активностей подвижных ионов, находящихся в поглощенном
состоянии и в незначительных количествах в почвенном растворе.
Подразделение наиболее часто встречающихся для дерново-
подзолистых почв S-образных кривых изменения естественных потенциалов и
электрического сопротивления, измеренного по стенкам разрезов выявляют
трехслойность профиля дерново-подзолистых почв в электрическом отноше-
нии с весьма четким соответствием определенных величин СЭП генетических
горизонтов.
Установление границ горизонтов путем подразделения профильных
кривых этих параметров СЭП на однородно-монотонные в поведении
параметров СЭП участки с помощью формально-математических мето-
дов без учета закономерностей распределения и генерирования СЭП вы-
являют трехслойность дерново-подзолистых почв по этим параметрам.
Для большинства дерново-подзолистых почв статистически достоверные
различия по параметрам СЭП установлены для трех горизонтов как генетиче-
ски однородных групп горизонтов: 1) аккумулятивно-гумусового горизонта,
2) элювиальных горизонтов 3) иллювиальных горизонтов и материнской под-
стилающей породы.
Такие закономерности в подразделении профильных кривых пара-
метров СЭП дают основания для построения модели почвенно-
электрического профиля дерново-подзолистых почв в виде трехслойного
разреза, в соответствии с распределением параметров СЭП в профиле и
энергетического состояния, характеризующегося химическими и элек-
трохимическими потенциалами .
Поскольку при стационарном состоянии почвенного профиля элек-
трохимические потенциалы каждого ионогенного соединения в каждой
точке профиля равны, то взаимосоответствия между параметрами, харак-
Глава XV. Электрические свойства почв
451
теризующими электрическую составляющую энергии должны быть об-
ратны суммарным химическим потенциалам индивидуальных электриче-
ских зарядов. Следует иметь в виду, что почвенно-электрический про-
филь, являясь моделью, схематически отражает только общие законо-
мерности изменения в профиле почв, так как строится на основе наибо-
лее устойчивых различий в параметрах СЭП и свойствах между горизон-
тами.
Скорость изменения параметров СЭП, как следует из закона Больц-
мана, не прямопропорционально зависит от изменения плотностей элек-
трических зарядов. Только при весьма малых концентрациях подвижных
электрических зарядов, характерных для обедненных, подзолистых гори-
зонтов, присуще резкое почти прямо пропорциональное изменение пара-
метров СЭП --- левая ветвь экспоненты Больцмана.
В аккумулятивно-гумусовых и, особенно, иллювиальных горизонтах
дерново-подзолистых почв довольно значительному изменению характе-
ристик, определяющих параметры СЭП, могут соответствовать неболь-
шие изменения самих параметров СЭП. Эта особенность описывается
правой ветвью экспоненты Больцмана.
В пределах генетических горизонтов, где изменение концентраций
(плотностей) электрических зарядов и химических потенциалов происхо-
дят не очень резко, а достаточно плавно, --- довольно плавно изменяются
и параметры СЭП. На границах различных по генезису горизонтов про-
исходит резкое, скачкообразное изменение почвенных свойств, плотно-
стей и концентраций электрических зарядов и, следовательно, резко из-
меняются параметры СЭП.
Модельные представления об естественных СЭП дерново-
подзолистых почв вытекают из подразделения почвенного профиля на
электрически однородные слои. На границе различных почвенных гори-
зонтов с различными химическими потенциалами происходит усиление
генерации естественного электрического поля. Градиенты этого поля на-
правлены против сторонних электродвижущих сил.
В пределах однородных объемов почв, где практически не изменяют-
ся концентрации подвижных ионов от точки к точке, также наблюдаются
некоторые различия в естественных электрических потенциалах, т.е. ЭДС
распределены. На границах же различных по генезису почвенных гори-
зонтов, например, элювиальных с иллювиальными, происходит измене-
ние химических потенциалов более резко («скачкообразно»), поэтому
можно говорить о сосредоточенной ЭДС.
Иными словами, дифференциация почвенной толщи приводит к воз-
никновению градиентов химических потенциалов, которые при стацио-
нарном состоянии сформировавшегося почвенного покрова уравновеше-
ны градиентами потенциалов естественного стационарного электриче-
ского поля постоянных токов.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
452
Поскольку за формирование неоднородности почвенного покрова
определенной территории ответственны почвообразовательные процес-
сы, присущие этой территории, то их «напряженность» и будет, в конеч-
ном итоге, опосредоваться в напряженности электрического поля.
Существование двух разнонаправленных процессов --- аккумуляции
и выщелачивания веществ, ответственно за формирование в профиле
дерново-подзолистых почв двух противоположно направленных сторон-
них ЭДС и напряженностей электрических полей. По соотношению ве-
личин ЭДС можно судить о преобладающем процессе.
Если ЭДС1 < ЭДС2 , то в зоне сосредоточения меньшей ЭДС, будут
происходить процессы аналогичные процессам, происходящим в элек-
трической ванне, что вызовет трансформацию электрической энергии в
химическую и увеличит подвижности химических соединений, которые
будут аккумулироваться в зоне формирования иллювиальных горизон-
тов. Другими словами, электрически заряженные соединения могут пре-
одолеть первый потенциальный барьер, но задержаться на втором с на-
пряженностью.
Сосредоточению ионов определенного вида в пределах соответст-
вующих горизонтов или объемов почвы способствует существование
потенциального электрического барьера для этих ионов, что обуславли-
вает стабильность почвенных образований. Ионы могут преодолеть этот
барьер лишь при получении дополнительной энергии.
В пределах сформировавшегося профиля дерново-подзолистой почвы
наличие двух противоположно направленных барьеров электрических
полей с напряженностями Е1, и Е2 может в какой-то мере влиять на про-
цессы миграции ионов сквозь почвенную толщу. Можно полагать, что
ионы, поступающие в почву с растворами из разложившегося опада не
могут в принципе задерживаться в элювиальных горизонтах дерново-
подзолистой почвы, так как они хотя несколько и изменяют величину
электрического потенциала этих горизонтов, но не выровняв его по пр о-
филю почвы, будут подвергаться действию одной из напряженностей (Е1,
и Е2) существующего электрического поля и распределятся соответст-
венно установившимся величинам электрического потенциала горизон-
тов почвы.
Стационарные электрические поля искусственной природы распро-
страняются в дерново-подзолистых почвах также согласно трехслойной
организации почвенного профиля.
Каждому генетическому горизонту соответствует определенная ве-
личина параметров не только естественных, но и искусственных СЭП,
тем самым слагается своеобразный профиль (разрез), названный нами
почвенно-электрическим, с определенными электрическими параметрами
СЭП.
Глава XV. Электрические свойства почв
453
Почвенно-электрический профиль представляет собой динамическую
модель. При рассмотрении причины возникновения контактной разности
потенциалов на границе раздела двух однородных почвенных тел мы
считали, что перераспределение ионов прекратится тогда, когда сторон-
ние силы уравновесятся с электрическими силами. Строго говоря, такого
равновесия в открытых системах, каковыми являются почвы, быть не
может. Действительно, сторонние ЭДС всегда изменяются --- происходит
постоянное изменение градиентов химических потенциалов во времени и
в пространстве.
Поэтому естественно, что во времени такая модель будет претерпе-
вать определенные изменения, которые протекают в системе, например,
на уровне БГЦ, почвенного геохимического ландшафта или биосферы.
Приток вещества в почву с других составных частей системы и распреде-
ление его в почве приводит к определенным изменениям в электрических
параметрах почвенно-электрического профиля, но не изменяют основно-
го, стабильного, стационарного его строения и состояния.
Таким образом, любое влияние на сформировавшийся почвенный п о-
кров, связанное с притоком энергии, вызовет изменение градиентов хи-
мических потенциалов в определенных точках почвенного покрова, а за
ним изменение и градиентов потенциалов электрического поля естест-
венной и искусственной природы. Поэтому появляется возможность по
изменению величины электрических потенциалов судить об изменениях
химических потенциалов, а, следовательно, и концентраций ионов в этих
точках.
Степень выраженности процессов почвообразования формирует раз-
личия в мощности и «зрелости» генетических горизонтов, что вносит
определенные элементы различий в профильные кривые параметров СЭП
и почвенно-электрические профили, оставляя без изменения их вид.
Усиление процессов оподзоливания в профилях дерново-
подзолистых почв от слабоподзолистых почв к сильноподзолистым и
подзолам увеличивает максимальные значения параметров СЭП в элюви-
альных горизонтах.
Усиление процессов аккумуляции гумуса при том же уровне оподзо-
ливания снижает параметры СЭП в аккумулятивно-гумусовом горизонте,
выполаживая эту монотонно изменяющуюся часть графиков параметров
СЭП, т.е. усиливает их наклон по сравнению с графиками в однородных
средах, представляющими собой вертикальные прямые. Уменьшение в
сильноподзолистых почвах и, особенно, подзолах аккумулятивно-
гумусовых процессов и усиление процессов оподзоливания может при-
вести к вырождению дернового горизонта, что приведет к двухслойной
кривой изменения параметров СЭП в профиле этих почв и двуслойному
почвенно-электрическому профилю.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
454
В серых лесных почвах трехслойный характер изменения параметров СЭП в про-
филе сохраняется, но величины их значительно меньше по сравнению с дерново-
подзолистыми почвами.
В этих почвах также продолжают действовать два элементарных поч-
вообразовательных процесса -- дерновый (гумусонакопления) и процесс
аналогичный оподзоливанию -- процесс разрушения и выноса минераль-
ной части почвы. Усиление процесса оподзоливания резко уменьшает
параметры СЭП по всему профилю. Градиенты потенциалов естествен-
ных СЭП, на границах гумусового горизонта с оподзоленным и оподзо-
ленных с минеральными имеют значительно более низкие величины по
сравнению с аналогичными в дерново-подзолистых почвах. Такая же за-
кономерность соблюдается и для параметров искусственных СЭП.
Дальнейшее увеличение гумусонакопления, происходящее в различ-
ных черноземах и в их аналогах северных гумидных районов --- дерно-
вых и торфяных почвах, приводит к дальнейшему снижению параметров
СЭП и изменению профильных кривых СЭП .
В черноземах, дерновых и торфяных почвах процессы гумусонакоп-
ления настолько значительно уменьшают параметры СЭП, что их вели-
чина для гумусовых горизонтов часто ниже подстилающей породы.
Почвенно-электрический профиль черноземов, как зонального типа
почв, имеет двухслойный характер с одной «сосредоточенной» на грани-
це гумусового горизонта и подстилающей породы ЭДС, характеризую-
щей «напряженность» процесса гумусонакопления.
Черноземы «электрически забуфферены». Эти почвы по параметрам
СЭП попадают на правую нисходящую ветвь экспоненты, характери-
зующей по закону Больцмана связь параметров СЭП по свойствам почв.
Эти рассуждения в полной мере относятся и к торфяным почвам, где
происходит накопление гумуса, хотя и другого качества, чем в чернозе-
мах.Увеличение интенсивности процесса гумусонакопления и затухания
процесса оподзоливания, сопровождающиеся увеличением плотности
электрических зарядов посредством увеличения емкости поглощения в
почвах зонального ряда, начиная с дерново-подзолистых почв через се-
рые лесные вплоть до черноземов, приводит к постоянному снижению
величин параметров СЭП, а в черноземах к смене типа профильной кри-
вой этих параметров, подтверждая те самым и в зональном аспекте те
модельные представления о закономерностях параметров СЭП, которые
были подробно рассмотрены при анализе профильной организации почв.
В почвах этих типов почвообразования плотность подвижных заря-
дов в основном определяется поведением и картиной изменения в поч-
венном поглощающем комплексе таких ионов, как кальций, магний и
водород. Поэтому эти изменения подчинены изменениям ионоудержи-
вающей (сорбционной) способности этих почв. Ионы почвенного раство-
ра, если и вносят какой-либо вклад в изменение параметров СЭП в про-
Глава XV. Электрические свойства почв
455
филе этих почв, то этот вклад следует признать малозначительным. Есте-
ственно, что это утверждение относится только к целинным зональным
почвам.
Интразональные почвы, в какой-то мере засоленные почвы или поч-
вы, подверженные антропогенным воздействиям, очень часто имеют по-
вышенное содержание катионов и анионов в почвенном растворе, по
сравнению с зональными почвами лесной и лесостепной зон.
В таких случаях типовая картина изменения параметров СЭП в про-
филе почв подвергается трансформации в соответствии с изменением
плотности электрических зарядов в ППК и в почвенном растворе, а также
в соответствии с протекающими процессами почвообразования, допол-
няющими «типовые» почвообразовательные процессы.
Аналогичная закономерность проявляется при заболачивании дерно-
во-подзолистых или серых лесных почв, что часто сопровождается уве-
личением не только почвенной поглощающей способности, но и обога-
щением почвенного раствора нейтральными и электрически заряженны-
ми соединениями. Спорадическое или закономерное накопление в про-
филе черноземных почв легкорастворимых солей также приводит к
уменьшению параметров СЭП по сравнению с типовыми кривыми для
зональных почв.
Дальнейшее накопление легкорастворимых солей и появление в ППК
весьма активного Na+ определяет и дальнейшее снижение СЭП по срав-
нению с незасоленными аналогами почв в южных зонах --- лесостепной и
,особенно, степной, полупустынной и пустынной зон. В этих зонах, как
известно, интразонально распространены солонцы, солончаки и солоди.
Почвенно-электрический профиль солончаков наименее дифферен-
цирован по электрическим параметрам СЭП, что связано с достаточной
его обогащенностью не только ионами находящимися в поглощенном,
сорбированном состоянии, концентрации которых достаточно выровнены
в профиле, но и ионами почвенного раствора.
XV.6.1 Общие закономерности в поведении СЭП на катенно-
ландшафтном и зональном уровне организации почвенного покрова
Выдвинутые концепции о законах формирования и распределения
СЭП в почвах хотя и носят гипотетический характер, но подчиненность
параметров СЭП фундаментальным законам электромагнетизма − Больц-
мана, Пуассона, Лапласа показана для почв основных типов почвообра-
зования, что согласуется с термодинамическими представлениями о ква-
зиравновесном состоянии почвенных образований на уровне морфона,
горизонта, профиля с учетом электрической составляющей энергии.
Здесь же продемонстрировано это положение и для более высокого уров-
ня организации почвенного покрова, таких как катенно-ландшафтный и
зональный.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
456
XV.6.2 Модельные представления о СЭП на катенно-
ландшафтном уровне организации почвенного покрова
Перераспределение вещества и, в первую очередь, его массы, являю-
щееся основным результатом геологического и биологического кругово-
рота веществ под действием геологических и почвообразовательных про-
цессов, служит первопричиной, обуславливающей генерацию естествен-
ных и распределение искусственных СЭП в почвах. Сформированные
ландшафтно-географические и почвенно-геохимические пояса на плане-
те, характерные для них типы почв с вполне определенным строением,
организацией и дифференциацией почвенного покрова обладают опреде-
ленными, достаточно стабильными (стационарными или квазистацио-
нарными) параметрами СЭП. Созданная в результате почвообразования
дифференциация мобильных, подверженных передвижению веществ оп-
ределяет массоперенос и характеризует перераспределение в природном
комплексе (ландшафте, почвенно-геохимической зоне и т.п.) «свободной
энергии ». «Сложная мозаика современного почвенного покрова и обра-
зование (формация) сходных почв в значительной степени являются ре-
зультатом пространственной дифференциации продуктов выветривания и
почвообразования на земной поверхности (Розанов, 1977).
В катенно-ландшафтном ряду почв, начиная с водораздела к пони-
женным участкам или к пойме реки, формируется закономерная смена
параметров СЭП. Например, закономерно снижается величина электри-
ческого сопротивления и потенциалов в поверхностных горизонтах поч-
вы в ряду дерново--подзолистые автоморфные (1) -- дерново-подзолистые
гидроморфные (2) --торфяные (3). На глубинах распространения элюви-
альных горизонтов первых двух почв эти различия становятся еще более
резкими и снижаются в иллювиальных горизонтах. Другими словами,
изменение параметров СЭП наблюдается в почвенной толще затронутой
почвообразовательным процессом.
На ландшафтно-катенном уровне организации почвенного покрова
возможны оценочные исследования пространственной структуры и на-
правленности накопления веществ, подверженных воздействию почвооб-
разования, то есть, возможна оценка итога распределения вещества в ос-
новном компоненте ландшафта, его «зеркале» -- почве.
XV.6.3 Модельные представления о СЭП на зональном уровне
организации почвенного покрова
В зональном аспекте, при объяснении поведения СЭП весьма важно
то, что характерный почвообразовательный процесс или несколько спе-
цифических для того или иного типа почвообразования процессов, соз-
дают закономерно присущее только этому типу почвы изменение харак-
терных генетических свойств, которые определяют распределение плот-
ностей подвижных электрических зарядов и, следовательно, закономер-
Глава XV. Электрические свойства почв
457
ную смену величин параметров СЭП в зональных типах почв и в индиви-
дуальном почвенном профиле (Добровольский, 1991; Добровольский,
Никитин, 2000).
Направленность процессов почвообразования на аккумуляцию или
вынос вещества в почвенном профиле, наблюдаемые в различных ланд-
шафтах и почвенно-климатических зонах приводит к формированию та-
ких величин в параметрах СЭП, распределение которых даже в зональ-
ном ряду и в почвах катенно-ландшафтных образований представляются
связанными Больцмановской экспоненциальной зависимостью, то есть
распределение вещества и энергии, в том числе и электрической, в поч-
вах подчиняется закону энергетического распределения Максвелла-
Больцмана (Тамм, 1989; Киреев, 1963).
Так, почвы и их диагностические горизонты, в которых преобладают
процессы накопления вещества: черноземы, торфяные, засоленные, име-
ют свойства, определяющие плотность подвижных электрических заря-
дов и параметры СЭП, «размещающиеся» в правой, выположенной ветви
асимптоты. В этих почвах значительные величины плотности электриче-
ских зарядов и их изменения приводят к мало изменяющимся параметрам
СЭП. Такие почвы, как уже отмечалось, можно назвать «электрически
забуфференными». Применение методов СЭП в них затруднено, хотя и
возможно.
Левая, восходящая ветвь Больцмановской экспоненты, где «разме-
щаются» почвы, имеющие в своем профиле элювиальные диагностиче-
ские горизонты (эпипедоны) с резко обедненными концентрациями элек-
трически заряженных частиц и соединений, характерна для дерново-
подзолистых, серых лесных почв, солодей и т.д. Причем размещение
областей, связывающих свойства почв и параметры их СЭП подчиняются
строгим закономерностям.
Таким образом, подводя итог этой части обзора, отметим, что пара-
метры СЭП определяются плотностью подвижных электрических заря-
дов, которые в свою очередь обуславливают комплекс свойств, характе-
ризующих сорбционные и диффузионные свойства почвенных морфонов,
горизонтов, профилей и генетических типов почв и опосредовано (косвен-
но) определяются внешними по отношению к почве факторами: типом
ландшафта, почвенной геохимической провинцией, климати ческой зоной.
Практически любой специфический почвообразовательный процесс,
в результате которого накапливаются или выщелачиваются в профиле
того или иного генетического типа почвы вещества и соединения, отра-
жается на параметрах СЭП так, что их величина и изменение в профиле
будут характеризовать организацию и степень дифференциации почвен-
ного профиля.
В совершенно разных типах почв, где протекают различные элемен-
тарные почвенные процессы, например, соленакопление и торфообразо-
вание, подзолообразование и выщелачивание верхних горизонтов, фор-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
458
мируются одинаковые или близкие величины СЭП. Эти факты необхо-
димо рассматривать не как недостаток, а исключительно как достоинство
методов СЭП, поскольку измеряя только параметры СЭП и, естественно,
зная в какой почвенной зоне находится исследователь, имея также хотя
бы общие представления о почвенной ситуации исследуемого региона
(района, объекта), можно методами СЭП детально изучать любые почвы
и решать весьма широкий круг научных и практических задач.
Направленность процессов почвообразования на аккумуляцию веще-
ства, наблюдается в различных почвенно-климатических зонах, приводит
к формированию схожих по степени дифференцирования и массонакоп-
лению почвенных профилей, а, следовательно, и схожих картин в изме-
нении СЭП и кривых изменений параметров СЭП. Выщелачивание также
формирует свои схожие профили.
Основными перераспределителями «электрической» энергии при
почвообразовании следует признать элементарные почвообразователь-
ные процессы, т.е. внутрипочвенные факторы, а не внешние --- рельеф и
растительность, как отмечается в ряде работ, хотя, несомненно, опреде-
ляющее влияние последних на первые. Каждый элементарный почвенный
процесс или их сочетание ответственны за формирование профиля опре-
деленного типа почвы с определенным довольно строгим чередованием
основных групп генетических горизонтов и, следовательно, определен-
ной закономерностью в изменении параметров СЭП, определенной кри-
вой того или иного параметра СЭП: двухслойной, трехслойной или другой.
Интенсивность или выраженность того или иного элементарного про-
цесса почвообразования определяет степень выраженности «зрелости » и
т.д., того или иного генетического горизонта или группы генетически
однородных горизонтов, что в свою очередь влияет на величины пара-
метров СЭП.
Перераспределителями энергии опосредовано, через почвообразова-
тельные процессы, выступают также факторы и условия почвообразова-
ния --- растительность и рельеф.
Изменение типов растительности вслед за климатическими поясами,
приводящее к определенному сочетанию условий почвообразования,
формированию почвенно-геохимических поясов или провинций, а также
определенному «типу» в перераспределении энергии --- формирует опре-
деленные типы почв и, следовательно, СЭП с определенной величиной
потенциала и сопротивления, законом изменения параметров СЭП. Это
следует из данных о СЭП почв основных генетических типов.
Различные типы растительности и пород на уровне более мелкой
структурной организации, т.е. на уровне БГЦ и его парцеллярной струк-
туры, также формируют свои почвы, обычно различающиеся на уровне
рода, со своими специфическими особенностями и свойствами, что неза-
медлительно отражается на интенсивности СЭП. Такой случай встречал-
ся при анализе материала для СЭП дерново-подзолистых почв различной
Глава XV. Электрические свойства почв
459
степени дерновости и оподзоливания, формирующихся на одной мате-
ринской породе, но по различными типами растительности.
Рельеф является одним из наиболее мощных распределителей энер-
гии как в качестве непосредственного (прямого) действия, так и в качест-
ве опосредованного, через распределение климатических и растительных
факторов, т.е. через посредство цепи сопряженных БГЦ и соответствую-
щих им катенных почв. Рельеф, как определенное условие почвообразо-
вания является наиболее существенным фактором, определяющим рас-
пределение вещества и энергии.
Распределение «климатических» и «растительных» факторов почво-
образования по склону, являясь косвенным воздействием почвообразова-
ния, формирует почвы катен и, следовательно, производит закономерное
массораспределение подвижных (подверженных воздействию почвообра-
зовательн ых процессов) веществ, а в конечном итоге, подвижных зарядов
и параметров электрических полей.
Примером, как уже отмечалось, могут служить почвы катен: дерново-
подзолистые автоморфные почвы, дерново-подзолистые различной сте-
пени гидроморфизма (поверхностно, «псевдооглееные»), оторфованные,
торфяные. Накопление общей массы подвижных, подверженных воздей-
ствию почвообразования, веществ в более низких элементах рельефа, во-
первых, компенсируется более высоким энергетическим положением в
поле тяготения, а во-вторых, более «низкими » менее интенсивными энер-
гетическими полями.
Перераспределение вещества в ландшафтах, расположенных на по-
верхности планеты ландшафтно-географических поясов позволяет, также
как и при изучении почвенного профиля и его организации, изучать и
оценивать массо- и энергетический обмен и баланс этих почвенных обра-
зований, используя стационарные электрические поля почв.
Распределение веществ и массоперенос в таких системах, приводя-
щий к закономерно-трендовой смене почв приводит к тому, что на более
низких участках склона практически всегда формируются более обога-
щенные разновидности и типы почв.
Перераспределение веществ в процессе почвообразования не одина-
ково влияет во всем диапазоне его изменения. В некоторых случаях, при
крайней обедненности всего профиля или его определенной части носи-
телями подвижных зарядов, даже малейшее их изменение может привес-
ти, в соответствии с законом распределения Больцмана, к резкому изме-
нению параметров СЭП. Этот случай соответствует концентрациям на
левой восходящей ветви экспоненциальной зависимости параметров СЭП
от плотности электрических зарядов.
Наоборот, даже значительные изменения в плотности электрических
зарядов могут почти не изменять параметры СЭП --- правая нисходящая
ветвь экспоненциальной зависимости.
Отсюда следует, что одни и те же по «напряженности» почвообразо-
вательные процессы по разному отражаются на изменении параметров
СЭП. Прослеживается явная схожесть между СЭП следующих почв:
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
460
1) дерновых, торфяных, черноземов, солончаков;
2) дерново-подзолистых, светло-каштановых, солонцов и солодей.
Заметим, что черноземы, торфяные и засоленные почвы, хотя имеют
разный генезис, разные причины накопления различных веществ, но с
точки зрения энергетического состояния результат один --- происходит
явное накопление веществ, а, следовательно, увеличивается концентра-
ция и плотность подвижных электрических зарядов, что приводит к фор-
мированию недифференцированного почвенного и почвенно-
электрического профилей.
В дерново-подзолистых и светло-каштановых почвах происходит
резкое перераспределение вещества в пределах почвенного профиля, его
дифференциация, чему свидетельствует резкая дифференциация в вели-
чинах параметров СЭП.
Почвенные процессы, связанные с гидроморфизмом, окультуренно-
стью, гумусонакоплением, оторфованностью, соленакоплением приводят
к увеличению количества, а, следовательно, плотности электрических
зарядов и снижению параметров СЭП. Тем не менее, действие этих про-
цессов одинаковой интенсивности («напряженности») по разному будет
сказываться на величинах СЭП, в зависимости от свойств той или иной
среды. Оглеение в подстилающей породе дерново-подзолистой почвы
мало уменьшает параметры СЭП, потому что плотность электрических
зарядов в этих горизонтах без того высока и соответствует правой нисхо-
дящей ветви экспоненты. Поверхностное оглеение в оподзоленном гори-
зонте, хотя и незначительно изменяет концентрацию подвижных элек-
трических зарядов, но резко снижает параметры СЭП, что соответствует
восходящей ветви экспоненты.
Аналогичная картина происходит при наложении процесса гумусона-
копления на процесс оподзоливания. Процессы выщелачивания веществ
-- оподзоливание, лессиваж, рассоление, рассолонцевание приводят к
уменьшению содержания подвижных носителей электрических зарядов и
увеличивают параметры СЭП. Отсюда следует, что черноземы и торфя-
ные почвы являются наиболее забуфференными в «электрическом отно-
шении» почвами, в которых влияние смены условий и факторов почвооб-
разования на параметры СЭП сказывается наименее значительно . И на-
оборот, в дерново-подзолистых почвах даже слабое влияние почвообра-
зовательных факторов резко изменяет показатели электрических полей
особенно в верхних, наиболее существенно затронутых почвообразова-
тельными процессами, горизонтах. В почвах солон чакового и солонцово-
го типов почвообразования прослеживается такая же закономерность в
изменении параметров СЭП.
По-видимому, можно утверждать, что картина изменения плотности
электрических зарядов, вслед за энерго- и массообменом форм
ирует
СЭП, что является весьма существенным фактом почвообразования.
Глава XV. Электрические свойства почв
461
Высокие параметры СЭП свидетельствуют о том, что эти почвенные
образования уже обеднены подвижными соединениями и обогащены та-
кими, которые практически мало подвержены дальнейшим изменениям.
Если сравнить элювиальные и иллювиальные горизонты, например, в
солонце, то иллювиальные горизонты можно рассолонцовывать, а под-
вергнуть дальнейшему осолодению элювиальные горизонты значительно
труднее. Еще более ярко эта особенность проявляется в подзолистых
почвах по отношению к накоплению SiO2, полевых шпатов и других от-
носительно устойчивых минералов.
Различия в химических потенциалах подвижных ионов в почвенном
покрове является причиной генерирования и формирования в почвенном
покрове естественных СЭП.
Почвенный покров можно представить в виде гигантского источника
с распределенной диффузионно-адсорбционной ЭДС. Естественные СЭП
--- суть природное явление не только отражающее результат энерго- и
массопереноса, но самостоятельно влияющее на него. Искусственные
СЭП можно рассматривать лишь как некоторую искусственно создавае-
мую «меру», «мерило»« массо- и энергопереноса в почвах. В случае есте-
ственных СЭП их генерация происходит такой интенсивности, что при-
водит к самопроизвольному «выравниванию» электрохимических потен-
циалов в различных точках почвенного покрова. При создании искусст-
венных СЭП в какой-либо части или во все произвольном почвенном объ-
екте, распределение электрического поля, его энергии и параметров также
происходит в соответствии с законом сохранения энергии, так что и в этом
случае электрохимические потенциалы подвижных носителей электриче-
ства выравнены для разных точек, хотя по величине они значительно
больше, чем в случае учета только естественных электрических полей.
Законы СЭП едины во всех генетических типах и выполняются на
любом уровне организации почвенного покрова, а измерения их парамет-
ров успешно используются в практике почвенных и других исследова-
ний.
Литература
Антропов Л.И. «Теоретическая электрохимия», Высшая школа, 1975
Баев Ю.В. «Геофизические методы при разведке торфяных месторожд ений» в кн.
«Исследование торфяных месторождений», Калинин, изд-во КГУ, 1979
Боровинская Л.Б., Боровинский Б.А., Киселев Н.Ф., Алифа-
нов В.М. «Исследование серых лесных почв электрометрическими методами»,
Научн. докл. высш. шк., Биол. науки, 1982, N7.
Боровинская Л.Б., Воронин А.Д., Шваров А.П. «Оценка строения поч-
венно-грунтовой толщи электрометрическими методами», Научные доклады
высшей школы, Биологические науки, N 8, 1984.
Боровинская Л.Б., Самсонова В.П., Плохих Л.М. «
З
а
в
и
с
и
м
о
с
т
ь
удельного электрического сопротивления почвы от ее влажности», Биологические
науки, изд. «Высшая школа», N3, 1981.
Вадюнина А.Ф. «К оценке электропроводности как метода определения влаж-
ности почв», Почвоведение, N3, 1937.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
462
Вадюнина А.Ф. «Использование электрических параметров в диагностике и
технологии засоленных почв», Тез. докл. Всесоюзного совещания (25--29 мая
1976 г.) в Ростове-на-Дону «Совершенствование приемов и методов мелиорации
солонцовых почв», М., 1976.
Вадюнина А.Ф. , Кириченко А.В. , Хан К.Ю. «Картирование и контроль
засоления по удельному электрическому сопротивлению», в кн. . «Повышение
эффективности использования мелиорируемых земель в Сибири», Красноярск,
1976.
Ваньян Л.Л., Морозова Г.М. и др. «О расчете теоретических кри
вы
х
электрического зондирования», кн. «Прикладная геофизика, вып.34, М. , Гостоп-
техиздат, 1962.
Воронин А.Д. «Основы физики почв», изд. МГУ, 1986.
Герасимов И.П., Глазовская М.А. «Основы почвоведения и географии
почв», Географ.изд., М., 1960.
Гюлылаев Ч.Г., К вопросу об изучении почвенной влаги с помощью электро-
проводимости. -- Вести с/х наук 1984 г. №3.
Добровольский Г.В. «Генезис, эволюция и охрана почвенного покрова пойм
Нечерноземной зоны РСФР»// сб. «Научные основы оптимизации и воспроизвод-
ства и плодородия аллювиальных почв Нечерноземной зоны РСФР», М., 1991.
Добровольский Г.В. Никитин Е.Д. «Сохранение почв как незаменимого
компонента биосферы. Функционально-экологический подход». Москва, Наука,
МАИК «Наука/Интерпериодика», 2000.
Иванов И.А., Пернова М.В., Усьяров О.Г. «Влияние природы и кон-
центрации солей почвенного раствора на электрическое сопротивление гипсовых
блоков», Почвоведение, N 6, 1977.
Карапетян Л.С. «Картографирование комплекса солонцевато -засоленных
почв по удельному электрическому сопротивлению», сб. «Генезис и рациональ-
ное использование почв Молдавии», Кишинев, Штиница, 1977.
Карпачевский Л.О. «Пестрота почвенного покрова в лесном биогеоцен озе»,
М., МГУ, 1977.
Карпачевский Л.О., Боровинская Л.Б., Захарина Л.Д., Кип-
нис В.М. «Неоднородность почвенного покрова в искуственных биогеоцено-
зах», сб. «Структура почвенного покрова и методы изучения», М., 1973.
Карпачевский Л.О., Морозова Г.В., Зубкова Т.А. «Структура почвен-
ного покрова в лесных биогеоценозах с высокой рекреационной нагрузкой», сб.
«Структура почвенного покрова и использование почвенных ресурсов», М., 1978.
Карпачевский Л.О., Поздняков А.И., Строчков А.Я. «Электрическое
сопротивление некоторых почв гумидной зоны», Почвоведение, 1983, N1.
Киреев В.А. «Краткий курс физической химии», М., Госхимиздат, 1963.
Краев А.П. «Основы геоэлектрики», М., Гос.изд.технико-теоретич. литературы,
1951, Л., Недра, 1965.
Лыч А.М., Лис Л.С. «Электрофизические свойства торфа и их практич еское
приложение», Минск, «Наука и техника», 1980.
Матвеев Б.К. «Интерпретация электромагнитных зондирований»,М., Недра, 1974.
Нерпин С .В., Чудновский А.Ф. «Физика почв», М., Наука, 1967.
Поздняков А.И. «Естественное электрическое поле почвы и его использова-
ние в почвенных исследованиях», авт.канд.дисс., М., 1975.
Поздняков А.И. «Поверхность почвы и стационарные электрические поля», в
кн.»Физика поверхностных явлений в почве», гл.6, изд.МГУ, 1985.
Поздняков А.И. , Опанасенко Н.Е., Позднякова А.Д., Щерби-
на В.А. «Изучение скелетных почв методом вертикального электрического зон-
дирования», Бюллетень Никитского ботанического сада, Ялта, 1986.
Глава XV. Электрические свойства почв
463
Поздняков А.И. , Позднякова А.Д. «Использование численных методов
анализа при интерпретации данных ВЭЗ», сб. Трудов ЦТБОС, вып.5, М., 1980.
Поздняков А.И. , Позднякова А.Д. «Количественная интерпретация дан-
ных вертикального электрического зондирования почв с применением R--
функции», Почвоведение,N10, 1983.
Поздняков А.И. , Хан Ю.К. «Использование методов постоянных электри-
ческих полей в почвенных исследованиях», Почвоведение, N7, 1979.
Позднякова А.Д. «Вертикальное электрическое зондирование почв и методы
его интерпретации», дисс. канд. биол. наук, МГУ, 1984.
Позднякова А.Д. «Упрощенный метод интерпретации кривых ВЭЗ почв с ис-
пользованием R-функции», труды ЦТБОС, вып.6, М., 1982.
Раисов О.Ж. «Агрофизические, электрические и мелиоративные свойства почв
северо-западной части Казахстана (на примере Улетинского совхоза Уральской
области)», Автореф. канд. дисс., М., МГУ, 1974.
Раисов О.Ж. «Микровертикальные электрические зондирования при почве нных
исследованиях», в сб. «Научные труды Саратовского с/х ин-та», 1976, вып.74.
Розанов Б.Г. «Генетическая морфология почв», М., изд.МГУ, 1977.
Розанов Б.Г. Почвенный покров земного шара. М.: Изд-во МГУ, 1984.
Савич В.И. «Комплексная оценка подвижности ионов в почве», сб. «Особенно-
сти почвенных процессов дерново-подзолистых почв», М., 1977.
Сибуль Р.А., Самсонова В.П., Поздняков А.И. «Изменение электриче-
ского сопротивления почв и парцеллярная структура биогеоценоза», Вестник
МГУ, сер.биол.почв, N4, 1981.
Тамм И.Е. «Основы теории электричества», М., Наука, 1989.
Хан К.Ю. «Картирование засоленных почв методом микровертикального элек-
трического зондирования (МКВЭЗ)», в сб. «Основные проблемы охраны почв»,
М., МГУ, 1975.
Хан К.Ю., Кириченко А.В. «Электросопротивление почв солонцового ком-
плекса в полевых условиях», Вестник МГУ, Сер. биол. и почвовед., 1976, N5.
Юдина Л.П., Ямкова И.А. «Активность ионов Na, K, Ca и Сl в почвенных
растворах и пастах», Бюллетень Почвенного института ВАСХНИЛ, N 21, 1979.
Adams Fred «
I
o
n
i
cc
o
n
c
e
n
t
r
a
t
i
o
n
sa
n
da
c
t
i
v
i
t
i
e
si
ns
o
i
ls
o
l
u
t
i
o
n
s
»
,S
o
i
l
Sci.Soc.Amer.Proc., 1971, 35, N 3.
Austin R., Rhoades J . «A compact ion-cost circuit for reading fourelectrode salin-
ity sensors», Soil Sc.Soc.America J., 1979, 43, 4.
Halvorson A.D. and Rhoades I.D. «Assessing soil salinity and identifying po-
tential saline-seep areas with field soil resistance measurements», Soil Sci. Soc. Amer.
Proc., 1974, v.38.
Halvorson A.D. and Rhoades I.D. «Field mapping soil conductivity to delin eate
dryland saline seeps with fourelectrode technique», Soil Sci. Soc. Amer.J., 1976, v.40.
Ivata S., T. T abuchi, and B.P. Warkentin. 1995. Soil-water interaction.
Mechanisms and application. Marcel Dekker, Inc. 270 Madision Avenue, New York,
NY 10016.
Le Brusg J., Loyer J. "Relations entre les mesures de conductivites sur des extraits de
sois de rapports sol/solution variables, dans la valiee du fleuve senegal.-Cahiera
O.R.S.T.O.N. Ser Pedol., 1982, 19, 3.
Mc.Neal S.L., Oster I.D., Hatcher I.T. «Calculation of electrical conductivity
from solution composition data as an aid to in-situ estimation of soil salinity», Soil Sci.,
1970, 110, N 6.
Rhoades I.D. and Halvorson A.D. «Detecting and delineating saline seeps with
soil resistance measurements», Regional Saline Seeps Control Symposium Proc. Boze-
man, Mont. State Unit Ext., Bul, 1976, v.71132.
ГЛАВА XVI
РЕОЛОГИЯ И ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПОЧВ
XVI.1. Реология почв
Теория
Реология -- наука о течении и деформациях материальных тел, о каче-
стве структурных связей, преобладающих в теле и об их прочностных
свойствах. Термин «реология» возник в тридцатые годы прошлого столе-
тия. В основе его лежит широко известное изречение Гераклита: «все
течет. . .» (). История изучения реологических свойств различных
тел насчитывает века. В папирусах, дошедших до наших дней, указыва-
ется, что примерно в 1540 г. до нашей эры в Египте были созданы водя-
ные часы. Время в них отмечалось по уровню воды в слегка конической
воронке. Как теперь стало известно, текучесть воды понижается пример-
но на семь процентов при снижении ее температуры на один градус. В
условиях Египта текучесть воды ночью оказывалась почти вдвое ниже,
чем днем. На этом и была основана выбранная форма сосуда, из которого
вытекала вода в часах египетского мастера.
Место реологии в системе других наук находится на стыке родствен-
ных направлений механики, таких как гидродинамика, гидравлика, тео-
рия упругости и пластичности, механика сплошных сред. Основы теории
реологии были заложены в конце XIX -- начале XX столетия такими уче-
ными как Ф.Н. Шведов и Бингам. Однако лишь во второй половине XX
столетия благодаря работам академика П.А. Ребиндера эта теория сфор-
мировалась, как самостоятельная отрасль науки и нашла практическое
применение. Так как в природе практически все тела изменяют свою
форму под воздействием внешних сил от массивно-кристаллических по-
род до почвенных паст, все основные реологические законы применимы
и для почв. В реологии почв рассматриваются процессы, связанные с не-
обратимыми остаточными деформациями, развивающимися во времени
(ползучесть, уплотнение, крошимость и пр.).
Методы реологии применимы и в почвоведении. Структурно-
механические свойства почв определяют условия развития корневой сис-
темы растений, способность почв к обработке сельскохозяйственными
орудиями. Реологические исследования позволяют получить деформаци-
онн ые характеристики почв, что очень важно при их мелиорации.
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
465
XVI.1.1. Течение вещества, напряжение и деформация
Течение вещества определяют как необратимую непрерывно возрас-
тающую деформацию среды (вещества) под действием внешних сил.
Действие внешних сил на материальное тело вызывает его перемещение.
Если оно движется как абсолютно твердое, т.е. относительное располо-
жение его частиц не меняется, то тело не деформируется. Такие переме-
щения не вызывают в движущемся теле внутренних напряжений. Только
перемещение отдельных частиц тела вызывает в нем напряженное со-
стояние.
Представление о напряжении связано с внутренними силами и, в ча-
стности, со способом воздействия одной части тела на другую. Как мы
говорили, внешние силы вызывают деформации, которые распространя-
ются, хотя и неравномерно, по всему телу. Подобно тому, как поверх-
ность, ограничивающая тело, подвергается воздействию нагрузки, так и
любая поверхность внутри тела (любой срез), вследствие связности тела,
подвергается действию некоторых сил. Эти силы, отнесенные к единице
площади рассматриваемой поверхности, называются напряжением
/
FS
. Размерность напряжения: сила, площадь; например, кг/см2.
Смотря по направлению напряжения по отношению к рассматриваемой
площади, различают нормальное и тангенциальное напряжение. Если
сила перпендикулярна площади, то говорят о нормальном напряжении
(сигма), если же сила лежит в плоскости приложения напряжения, то го-
ворят о тангенциальном напряжении и обозначают его буквой (тау).
Уравнения, связывающие деформацию с напряжением при помощи
параметров, которые являются константами, описывающими реологиче-
ское поведение вещества, можно считать основными уравнениями реоло-
гии. Наиболее простые из них описывают поведение под нагрузкой иде-
альных тел и будут нами рассмотрены ниже.
Термин деформация (от латинского слова deformativ -- искажение, ε)
обозначает изменение относительного положения частиц тела, связанное
с перемещением, не нарушающее сплошности тела. Деформация пред-
ставляет собой результат изменения межатомных расстояний и пере-
группировки блоков атомов. Обычно деформация сопровождается изме-
нением межатомных расстояний и сил взаимодействия между ними; при-
чем мерой измерения этих сил является упругое напряжение. Перемеще-
ние частиц или деформации тела могут происходить по одному какому-
либо направлению. Это линейные деформации и называются они укоро-
чением или удлинением. Кроме того, может происходить деформация
или перекашивание углов -- сдвиг.
Деформация называется упругой, если она исчезает при удалении вы-
зывающей ее нагрузки, и пластической, если после снятия нагрузки она
не исчезает. Во многих материалах упругая и пластическая деформации
сопутствуют друг другу.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
466
Если нагрузку, приложенную к деформируемому телу, снять, то не-
которые частицы тела возвращаются в прежнее состояние, некоторые же
остаются в положении, полученном при деформации. Упругим называет-
ся тело, в котором не обнаруживается заметных пластических деформа-
ций, пока нагрузка, действующая на тело, не превысит некоторого преде-
ла. У упругих тел наблюдается свойство сохранять постоянные отноше-
ния между относительным удлинением и напряжением. Упругость со-
храняется лишь до определенного предела нагрузки. Этот предел называ-
ется пределом упругости. При этом пределе начинаются остающиеся или
пластические изменения формы, уже не исчезающие при удалении на-
грузки. Материал, который перед разрывом проявляет признаки текуче-
сти, называется вязким по аналогии с очень вязкой жидкостью, например
медом. Напротив, тело, не обладающее текучестью перед разрывом, на-
зывают хрупким. Упругость и пластичность -- понятия, не исключающие
друг друга. Одно и то же тело при малых напряжениях является упругим,
а при больших -- может оказаться пластичным. Если после области упру-
гости наступает разрушение, то считается, что тело разрушается хрупко.
Если наблюдается течение, то тело будет пластичным. При течении час-
тицы тела двигаются радиально, сохраняя непрерывность материала.
Хрупкое разрушение в любом теле наступает при быстрой деформации,
когда напряжения, возникшие в теле, очень велики. Для течения мате-
риала при больших напряжениях недостаточно времени. Тело, в котором
после снятия действующей на него силы наблюдается остаточная дефор-
мация и которое, следовательно, проявляет пластичность, называется
пластическим. Тело, в котором деформация под действием постоянной
силы возрастает непрерывно и беспредельно, т.е. в котором наблюдается
течение, является жидкостью.
Проведем следующий опыт: бросим на стол с некоторой высоты три
тела - карандаш, пластилиновый шарик и третьим телом будет капля во-
ды. При ударе о стол эти тела ведут себя по-разному: карандаш отскочит,
пластилиновый шарик прилипнет, а вода растечется по столу. Таким об-
разом, можно оказать, что карандаш упругое тело, пластилиновый шарик
-- пластическое тело, а вода -- жидкость.
На поверхности пластилинового шарика, там, где он коснулся стола,
образовалась вмятина: шарик получил остаточную деформацию. Если же
бросить на стол стальной шарик, то после его соударения со столом мы
не обнаружим остаточной деформации на его поверхности. Однако в мо-
мент столкновения поверхность даже стального шарика является пло-
ской, но после прекращения соударения его сферическая форма полно-
стью восстанавливается, что и является причиной отскока. Стальной же
шарик деформируется упруго.
Подвергнем теперь стальной и пластилиновый шарик, а также каплю
воды действию всестороннего равномерного давления. Оказывается, что
действие этого давления будет одинаковым во всех трех случаях. Плот-
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
467
ность материала будет увеличиваться, однако, искажения формы не про-
изойдет, шар останется шаром, хотя диаметр его несколько уменьшается.
После снятия нагрузки размер и плотность шаров примут начальное зна-
чение. Остаточной деформации ни в пластилиновом шарике, ни в сфери-
ческой капле воды наблюдаться не будет. Это явление названо первой
аксиомой реологии, которая гласит, что под действием всестороннего
равномерного давления все материалы ведут себя одинаково -- как иде-
ально упругое тело.
Основные виды деформации тела внешними силами, являются
(рис. XVI.1):
Рис. XVI.1. Схема основных видов деформаций
а) сжатие -- силы действуют по продольной оси тела и стремятся его
укоротить;
б) растяжение -- силы действуют по той же оси, что и в предыдущем
случае, но стремятся удлинить его;
в) сдвиг -- силы действуют параллельно, почти по одной и той же пря-
мой перпендикулярно оси стержня и стремятся сдвинуть сечение А1В1
параллельно сечению АВ или срезать тело;
г) кручение -- силы дают вращающий момент относительно продоль-
ной оси стержня; они закручивают два соседних сечения стержня вокруг
общей оси и превращают прямые продольные волокна в винтообразные
линии;
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
468
д) изгиб -- силы дают вращающие, изгибающие моменты относитель-
но линий перпендикулярных к оси стержня, и стремятся вызвать искрив-
ление первоначально прямого стержня (чистый изгиб без сдвига).
В почвах возникают, главным образом, сжимающие и сдвигающие
напряжения.
Сжатие тела вызывается сжимающими усилиями и проявляется в
укорочении длины, которое сопровождается увеличением поперечного
сечения исследуемого тела.
Растяжение, напротив, вызывает удлинение по продольной оси и
вместе с тем укорочение поперечных размеров испытуемого образца.
Если начальная длина образца -- l, длина после нагрузки -- l1, тогда
1ll l
. Величина l
называется удлинением.
Изменение длины, выраженное в частях первоначальной длины тела,
или отнесенное к ней, как к единице, называется относительным удлине-
нием:
/
ll
.
Удлинение l
до некоторого предела пропорционально нагрузке и,
следовательно, в этой области деформации применим закон Гука, кото-
рый выражается следующим уравнением:
1,
lP
lE
S
(XVI.1)
где коэффициент Е называется модулем Юнга; Р -- приложенная сила; S --
площадь поперечного сечения образца.
Точно так же относительное поперечное сжатие определяют как от-
ношение S
к первоначальному значению поперечного сечения:
,
q
S
S
q
относительное удлинение
m
относительное поперечное сжатие
(XVI.2)
Эта величина в известных
пределах может считаться мате-
риальной константой, т.е. зависит
только от свойств вещества дан-
ного тела и не зависит от геомет-
рических и механических факто-
ров. Она называется коэффициен-
том Пуассона.
Простой сдвиг. Пусть имеет-
ся гипсовая модель шара (рис. XVI.2), рассеченная на тонкие параллель-
ные слои (а). В случае приложения нагрузки сфера примет форму трехос-
ного эллипсоида (б). Каждый слой переместится в плоскости приложения
нагрузки. Однако эта деформация не изменит объема шара. Такое иска-
жение формы шара называется сдвигом или формоизменением.
Рис. XVI.2. Схема простого сдвига
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
469
На рисунке XVI.2. сплошные линии обозначают главные оси дефор-
мации, после деформации они остаются перпендикулярными друг к дру-
гу и после простого сдвига их направления не меняются.
Рассмотрим стальную призму, которая находится под действием тан-
генциальной силы t
P , приложенной к верхней горизонтальной грани
этой призмы (рис. XVI.3). Сила t
P вызывает перемещение верхней грани
призмы по отношению к нижней на некоторую величину U, называемую
смещением. Если S -- площадь, а H -- высота грани призмы то:
t
P
UH
S
(XVI.3)
Вводя коэффициент , можно записать:
tg
t
P
U
HS
(XVI.4)
Отношение (XVI.4) является
мерой сдвига призмы и называ-
ется градиентом смещения. При
малом значении угла и
м
еет
место равенство
/.
UH
Угол показывает, на какую
величину изменился первона-
чально прямой угол между ниж-
ним основанием призмы и ее бо-
ковой гранью. Градиент смеще-
ния обозначается буквой υ. Вы-
ражение /
t
PS
является тан-
генциальным напряжением.
Теперь равенство (XVI.4)
можно записать в следующем
виде:
(XVI.5)
Коэффициент μ называется модулем сдвига. В случае если , та-
ким образом в пределе деформация отсутствует, т.е. чем больше μ, тем бо-
лее жестким будет материал. Если принять, что μ является постоянной ве-
личиной, то равенство
выражает собой одну из форм закона Гука --
деформация сдвига пропорциональна вызывающему ее напряжению.
Пластическая деформация. Поведение призмы из пластилина при
весьма малых напряжениях не будет существенно отличаться от поведе-
ния стальной призмы. В обоих случаях будут наблюдаться упругие де-
формации, однако, даже при одних и тех же напряжениях деформации
пластилиновой призмы будут больше. Касательные напряжения в пла-
Рис. XVI.3. Деформации сдвига на
примере изменения формы призмы
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
470
стилине не могут увеличиваться до той же величины, что и в стали. По-
сле того как τ в пластилине достигнет некоторого предела, называемого
пределом текучести при сдвиге, напряжение в нем будет оставаться при-
мерно постоянным при любой величине смещения:
T
.
Пластичность можно рассматривать как особое напряженное состоя-
ние. В этом состоянии материал приобретает свойство текучести, т.е. при
определенной величине нагрузки в некоторой области образца возникают
площадки сдвигов, причем эти сдвиги следуют один за другим.
После того как материал начинает течь, можно наблюдать мгновен-
ное падение нагрузки до уровня, при котором в дальнейшем и происхо-
дит течение образца. Для описания этого явления Бахом в 1904 г. были
введены термины: верхний и нижний пределы текучести.
Итак, если пластическая деформация начинается при каком-то опре-
деленном пороге нагрузки, то в дальнейшем при продолжении деформа-
ции, требуются меньшие нагрузки, чем те, которые вызвали пластиче-
скую деформацию. Причем, верхний предел текучести может быть по-
вышен, если нагрузку на тело увеличивать медленно и плавно.
Вязкое течение. Рассмотрим
теперь поведение под нагрузкой
призмы из воды. Деформирование
такой призмы не требует сколько-
нибудь заметного усилия при усло-
вии, что эта деформация протекает
очень медленно; слои жидкости
перемещаются друг по отношению
к другу с бесконечно малым сопро-
тивлением. Пусть V предст
а
в
л
яет
собой перемещение верхней грани
призмы по отношению к нижней в
единицу времени, т.е. скорость перемещения (рис. XVI.4.). Тогда по ана-
логии с уравнением (XVI.4), выражавшим зависимость смещения при
упругой деформации от действующей силы и площади грани стальной
призмы, для жидкости можно написать:
,
t
P
V
HS
(XVI.6)
где η (эта) -- коэффициент вязкости, а
/
VH
-- градиент скорости, ко-
торый равен 1
,
dU
Hd
t
или считая H постоянной величиной:
.
dUd
dtH dt
(XVI.7)
Рис. XVI.4. Пример вязкого течения
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
471
Дифференцирование величины υ по времени обозначается точкой --
. Тангенциальное напряжение
/
t
PS
при вязком течении может
быть выражено следующим образом:
. Если η -- постоянная вели-
чина, то последнее равенство представляет собой закон внутреннего тре-
ния Ньютона, закон пропорциональности касательного напряжения гра-
диенту скорости. Если между двумя параллельными пластинами помес-
тить вязкую жидкость и верхнюю пластину перемещать по отношению к
неподвижной нижней пластине со скоростью V, то это перемещение
верхней грани вызовет сдвиг в жидкости. Градиент скорости в этом слу-
чае будет равен:
.
Vd
V
VHd
x
(XVI.8)
Кроме величин и η в литературе встречается коэффициент пропор-
циональности φ (фи), по своему значению он обратно пропорционален
вышеупомянутым величинам и называется коэффициентом текучести
1/
. Пользуясь коэффициентом φ, можно написать: /
UH
или
.
Размерности. Градиент скорости (V ) -- величина безразмерная, так
как представляет собой отношение двух длин.
Модуль сдвига () -- имеет размерность напряжения, т.е. силы, отне-
сенной к единице площади: дин/см2 (см--1г с--2) - в системе СГС и м--1кг с--2
-- в системе СИ.
Единица системы СГС, т.е. дин/см2 н
а
з
ы
в
а
е
т
с
ям
и
к
р
о
б
а
р
о
м
(мкбар=бар--6). Единица системы СИ называется Паскалем (Па). Причем 1
дин/см2= 10-1 Па. Предел текучести при сдвиге (τT) также имеет размер-
ность напряжения.
Размерность коэффициента вязкости (η) -- есть напряжение, умно-
женное на время. В системе СГС единица вязкости -- пуаз, называется в
честь французского ученого Пуазейля, который первым произвел точные
измерения вязкого сопротивления.
Из уравнения
/
VH
следует, что если V и H равны единице, то η
равна силе, необходимой для поддержания движения подвижной пла-
стинки и отсюда следует определение вязкости: вязкость -- касательное
напряжение в дин/см2, необходимое для перемещения со скоростью 1
см/с любой из двух параллельных пластинок, между которыми находится
жидкость и которые расположены одна от другой на расстоянии одного
сантиметра.
Если нагружать образец изучаемого материала (смола, асфальт) и из-
мерять скорость его удлинения, то нагрузка, отнесенная к единице пло-
щади сечения образца (σ), деленная на скорость удлинения (dl), является
мерой вязкости при растяжении:
/dl
. Эта величина математически
связана с коэффициентом вязкости при простом сдвиге.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
472
Реологическое поведение вещества зависит не только от деформации
и напряжения, но и от скорости деформации, во-первых, и, во-вторых, от
скорости возникновения напряжения. Первый случай хорошо известен. В
потоке вязкой жидкости напряжения зависят от скорости деформаций;
чем больше относительная скорость частиц жидкости, тем больше вязкое
сопротивление. Второй случай менее известен. Однако и он имеет тоже
большое значение.
Условие текучести. При изучении пластической деформации важно
дать понятие так называемого условия текучести. Условие текучести есть
условие перехода из упругого состояния в пластическое. Это условие
определяется равенством некоторой функции реологических переменных
пределу текучести.
Пусть имеется два шара: один из резины, другой из пластилина. Для
деформирования этих шаров необходимо затратить некоторое количество
работы. Если приложить силы мгновенно, шары получат ускорение, но
не будут деформироваться. Чтобы их деформировать, надо нагрузку на
шары увеличивать практически бесконечно медленно. Тогда обнаружит-
ся, что на деформацию резинового шара затрачивается некоторое ограни-
ченное количество работы, которое накапливается в виде упругой потен-
циальной энергии и может быть возвращено при снятии нагрузки. Если
затратить большее количество энергии, то шар не воспримет ее и разру-
шится. Иное дело с шаром из пластилина. В нем можно накопить лишь
очень ограниченное количество энергии, однако при превышении этого
порога, разрушения шара не наступает. Шар непрерывно деформируется.
Работа в материале при деформации пластилинового шара не накаплива-
ется, а рассеивается в виде тепла. Это тепло образуется в результате
внутреннего трения пластилина.
Условие текучести основано на предположении ограничения способ-
ности материала накапливать упругую энергию в единице объема. Для
иллюстрации явления пластичности можно рассмотреть сосуд ограни-
ченного объема. Ограниченный объем символизирует максимальное ко-
личество упругой энергии, которая может быть накоплена в единице объ-
ема материала. Этот максимум есть фиксированная величина, и если на
работу деформации затрачивается больше энергии, то сосуд переполня-
ется. Переполнение соответствует пределу текучести.
Предельная упругая потенциальная энергия. При сдвиге верхней гра-
ни призмы относительно нижней на величину dU, напряжение τ соверша-
ет работу. Если длина призмы равна единице, то dU идентично dV и то-
гда:
t
dW dV
. Следовательно, работа деформации единицы объема
тела равна:
0
V
t
Wd
V
(XVI.9)
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
473
Если материал подчиняется закону Гука, тогда заменяя V на /
,
получаем
2/2
t
W
(XVI.10)
Обозначим максимум упругой энергии, который может воспринять
элемент объема материала Enn, тогда
2/2
T
nn
E
или
2
Tn
n
E
.
Величина Enn может быть названа предельной упругой потенциальной
энергией материала, т.е. это упругая потенциальная эне ргия, отвечающая
пределу текучести.
Прочность. Если упругий материал напряжен до состояния пласти-
ческой деформации, то говорят, что его прочность превышена.
Прочность есть свойство материала сопротивляться разрушению. Ко-
гда тело деформировано за пределы прочности, оно теряет несущую спо-
собность и распадается на части.
При всестороннем сжатии, если не рассматривать возможность ло-
кальных или внутренних разрушений реальных пористых тел, прояв-
ляющихся в остаточной деформации уплотнения, прочность любого ма-
териала бесконечна. Иначе обстоит дело при растяжении. В этом случае
прочность любого материала определяется его сцеплением. Сцепление
само по себе является результатом межатомных сил притяжения и оттал-
кивания. В недеформированном состоянии эти силы уравновешены, каж-
дый атом находится на дне потенциальной ямы, где он колеблется, участ-
вуя в тепловом движении. В этом состоянии материал не обладает какой-
либо упругой потенциальной энергией. При малых расстояниях между
атомами силы отталкивания практически не ограничены, при больших
расстояниях возникают силы притяжения, которые ограничены. Следова-
тельно, и упругая энергия, накапливающаяся при растяжении, также яв-
ляется ограниченной величиной. Эта вели чина (EV) является мерой проч-
ности оцепления.
Имеются три независимые меры:
-- мера прочности на разрушение при всестороннем растяжении --
предельная упругая потенциальная энергия EV;
-- мера сопротивления пластическому течению формоизменения -- уп-
ругая потенциальная энергия E(ф)пл;
-- мера прочности на разрушение при деформации формоизменения --
предельная упругая потенциальная энергия E(ф)р.
Здесь Е означает «предельную упругую потенциальную энергию», а
индексы указывают на «объем» (V), «формоизменение» (ф), «пластич-
ность» (пл) и «разрушение» (р).
При растяжении материал сможет разрушиться двумя путями, в зави-
симости от того, будет ли превышено в этом частном случае EV или E(ф)р.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
474
Изложенные выше основы теории передвижения почвенной влаги ба-
зируются на предположении о том, что, во-первых, вода является ньюто-
новской жидкостью, не обладающей сопротивлением сдвигу и характе-
ризующейся постоянной при данной температуре вязкостью, и, во-
вторых, что градиент потенциала влаги является в изотермических усло-
виях силой, однозначно определяющей величину и направление потока
влаги при заданных влажности, плотности и структурном состоянии поч-
вы, по крайней мере, при одинаковом направлении изменения влажности
во всем рассматриваемом слое.
Однако существуют экспериментальные данные, находящиеся в про-
тиворечии, реальном или кажущемся, с некоторыми из этих допущений.
Так, при движении воды в ненасыщенных и даже в насыщенных почвах
наблюдается пороговый градиент I0, необходимый для начала движения
влаги. При дальнейшем возрастании I не всегда соблюдается линейная
связь между q или V и I, требуемая законом Ньютона, а экстраполируе-
мый в область малых значений из линейной области график q = f (I) не
проходит через начало координат. Эти явления могут быть связаны с на-
личием в воде особой структуры, создающей надмолекулярные комплек-
сы, взаимодействующие между собой и с поверхностью твердой фазы.
Эта структура осуществляется с помощью водородных связей. Такой
взгляд находит подтверждение в экспериментах по движению полярных
и неполярных жидкостей в стеклянных и кварцевых капиллярах.
Не исключается влияние коллоидных частиц на реологические свой-
ства почвенного раствора, которым является почвенная влага. Естествен-
но, что по мере понижения влажности, когда концентрация почвенного
раствора в общем случае возрастает, а влияние сил, исходящих от по-
верхности твердой фазы и воздействующих на свойства жидкости, уси-
ливается, вероятность подобных аномалий в поведении потока влаги уве-
личивается. Их причинами могут быть: наличие коллоидальной суб-
структуры раствора, структуры самой воды, влияние поверхностных сил
твердой фазы на структуру воды, возникновение потенциала протекания
и связанного с ним электроосмотического потока при напорном движе-
нии жидкой фазы.
XVI.1.2. Реологические свойства почв: теоретические основы
экспериментального определения
Реология изучает изменяемость напряженно-деформируемого со-
стояния различных тел во времени. Предметом ее рассмотрения являются
тела, обладающие реологическими свойствами: упругостью, пластично-
стью, вязкостью (ползучестью, текучестью), релаксацией напряжения и
прочностью (длительной прочностью), присущими всем реальным телам.
У различных реальных тел данные свойства проявляются в разной степе-
ни, которая будет обусловлена степенью и условиями напряженно-
деформационного поведения рассматриваемого тела, его структурными
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
475
особенностями и факторами, влияющими на его реологическое поведе-
ние. Основные из таких факторов -- размер напряжения, время воздейст-
вия силы, температура и влажность образца. В случае работы с дисперс-
ными системами влажность образца выходит на первое место.
Переходя к рассмотрению реологических кривых (кривые зависимо-
сти скорости деформации от напряжения сдвига) следует сказать, что
начало реологическим исследованиям положил русский физик Шведов.
Он обнаружил, что отдельные дисперсные системы обладают аномальной
вязкостью и имеют определенный предел прочности.
На рис. XVI.5 изображена реологическая кривая, где по оси абсцисс
отложено напряжение сдвига Р, а по оси ординат -- скорость деформации
dξ /dt ( ξ -- относительная деформация, t -- время).
Рис. XVI.5. Реологическая кривая структурированной системы
На данной кривой выделяется четыре участка, соответствующие оп-
ределенному физическому состоянию системы:
1. В области малых напряжений сдвига (P<Pк1) систему целесообраз-
но рассматривать как твердое тело, не обладающее способностью течь в
данных условиях.
2. Рк1 -- «предел Шведова» -- условный предел текучести соответству-
ет тому минимальному напряжению сдвига, при котором начинается за-
метная деформация системы.
На участке напряжений Рк1 -- Рк2 система течет как ньютоновская
жидкость с постоянной большой вязкостью. В этом интервале еще замет-
но не сказывается разрушение структуры в процессе ее деформации. Ес-
ли ориентация дисперсных частиц в потоке и нарушается частично, то
тут же их связи восстанавливаются; элементарные частицы движутся
радиально без разрыва структуры. Движение в системе описывается
уравнением Шведова:
*
к1 0(/)
PPd
vd
x
(XVI.11)
или, что -- то же самое,
*
к1 0(/)
,
PP dd
t
(XVI.12)
где: *
0
-- постоянная пластическая вязкость, называемая шведовской.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
476
Согласно шведовскому уравнению потока, пластическая вязкость
вычисляется по формуле:
*0
к1
()
/
(
/
)
,
PP dd
t
(XVI.13)
где вместо действующего напряжения сдвига Р берется его избыток над
пределом текучести Pк1, т.е. их разность. Тела, реологическое поведение
которых подчиняется уравнению Шведова, получили в реологии назва-
ние «тело Шведова».
Находящийся в интервале от Рк1 до Рк2 предел Рη* соответствует та-
кому напряжению, выше которого начинается, хотя еще и медленное,
разрушение структурных связей. В области напряжений от Рη* до Рк2 пла-
стическая вязкость становится величиной переменной, причем, снижает-
ся она параллельно с повышением напряжения.
3. Американский ученый Бингам, повторив открытие Шведова, уста-
новил второй предел прочности -- динамический, который на реологиче-
ской кривой обозначается как Pк2. Этот порог напряжения соответствует
напряжению сдвига, при котором структура исследуемого образца быст-
ро, а иногда лавинно, разрушается, и эффективная вязкость резко падает.
Лавинное разрушение структуры образца наступает на участке на-
пряжений от Рк2 до Рm. На этом участке вязкость системы, называемая
эффективной вязкостью, рассматривается как отношение напряжения
сдвига к соответствующему градиенту скорости. Для реальных структу-
рированных систем вязкость на данном участке может падать на порядок
и более.
Течение системы на участке напряжений от Рк2 до Рm описывается
уравнением Би нгама:
*
к2 (/)
m
PPd
vd
x
(XVI.14)
или, в другом виде,
*
к2 (/)
,
m
PP dd
t
(XVI.15)
где: *
m
-- бингамовская пластическая вязкость, которая рассчитывается по
следующей формуле
*
к2
()
/
(
/
)
m PPdd
t
(XVI.16)
4. При напряжении выше Рm -- предела пластично-вязкого разрушения
структуры, соответствующего практически полному разрушению струк-
турных связей исследуемого образца, процессы деформации и ориентации
внутри потока завершены. Тело вновь течет с постоянной скоростью, по-
лучившей название «наименьшей структурной вязкости». Надо иметь в
виду, что при работе с сильно структурированными системами последняя
фаза движения не может быть достигнута, так как уже при меньших на-
пряжениях сдвига, чем РT, в системе начинается турбулентный поток.
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
477
Изменение структурной вязкости
системы характеризуется полной рео-
логической кривой, представленной
ранее на рис. XVI.5. Получить экспе-
риментально такую кривую является
трудной задачей, так как она охваты-
вает достаточно большой диапазон
градиента скорости деформации в за-
висимости от напряжения сдвига, что
требует измерения деформационных
характеристик последовательно на
нескольких приборах.
Важную роль в реологии играет
изучение такого реологического про-
цесса как кинетика восстановления
сопротивления деформации после сня-
тия напряжения.
Деформационное поведение дисперсных систем -- характер восста-
новления сопротивления деформации -- было положено в основу класси-
фикации типов структурообразования в дисперсных системах. Иллюст-
рационный материал приведен в таблице XVI.1 (наиболее распростра-
ненные в литературе классификации), а также на рис. XVI.6.
Таблица XVI.1
Типы структур в дисперсных системах
По П.А. Ребиндеру
(1949, 1958, 1965)
По Г.И. Фуксу (1948,
1951)
По И.М. Горьковой
(1965, 1966)
1. Коагуляционные
Тиксолабильные
А. Стабилизационные
Тиксотропные
Б. коагуляционные
2. Конденсационные
Тиксостабильные
В. Пластифицированно-
коагуляционные
3. Кристализационные
Г. Смешанные коагуля-
ционно-
конденсационные (кри-
сталлизационные)
Дилатансия
Дилатантные системы
На рис. XVI.7 представлены реологические кривые, полученные для
почв разных генетических типов: а -- типичный мощный чернозем; б --
глубокостолбчатый солонец; в -- содовый солончак; г -- темно-серая лес-
ная почва во время весеннего снеготаяния.
Рис. XVI.6. Типы реологиче-
ских кривых по Г.И. Фуксу --
Р = f (t): 1 -- тиксостабильность,
2 -- тикcотропность, 3 -- тиксо-
лабильность, 4 -- реопексия
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
478
Рис. XVI.7. Реологические кривые по И.М. Горьковой dε/dt=f(P) и зависимости
η=f(P)
Рис. XVI.8. Реологические кривые по Л.П. Абруковой (1976); а -- тиксостабиль-
ность; б -- тиксотропность; в -- тиксолабильность; г -- реопексия
На рис. XVI.8 представлены реологические кривые, полученные для
почв разных генетических типов: а -- типичный мощный чернозем; б --
глубокостолбчатый солонец; в -- содовый солончак; г -- темно-серая лес-
ная почва во время весеннего снеготаяния.
Необходимо отметить, что почвенные структуры, в первую очередь,
различаются по характеру восстановления сопротивления деформации.
Тип восстановления сопротивления деформации определяется по поло-
жению обратной (пунктирной) ветви реологических кривых.
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
479
Сравнивая выше приведенные рисунки между собой и одновременно
анализируя классификации из таблицы, можно сделать вывод, что для
почв ближе всего подходит классификация Г.И. Фукса. Все описанные
им типы реологических кривых полностью реализуются при деформации
разных типов почв.
По классификации И.М. Горьковой все почвы попадают в один тип
смешанных коагуляционно-конденсационных (кристаллизационных)
структур.
Выделенные по классификации Г.И. Фукса тиксостабильные, тиксо-
тропные и тиксолабильные системы характеризуются следующим:
Тиксостабильные системы (рис. XVI.6-1; рис. XVI.8-а) -- деформация
на них не сказывается, так как скорость восстановления разрушенной
структуры равна скорости разрушения. На реологических кривых (рис.
XVI.8-а) обе ветви кривой пройденные при прямом (сплошная линия) и
обратном (пунктир) напряжении, совпадают.
Тиксостабильные системы близки смешанным коагуляционно-
конденсационным структурам И.М. Горьковой, а также структурам
П.А. Ребиндера -- конденсационным и кристаллизационным.
Тиксотропные системы (рис. XVI.6-2; рис. XVI.8-б) -- полностью вос-
станавливают сопротивление деформации на любой стадии разрушения
структуры и соответствуют определениям коагуляционных структур по
П.А. Ребиндеру, у которого понятие тиксотропность звучит как синоним
коагуляционного структурообразования.
Тиксолабильные системы (рис. XVI.6-3; рис. XVI.8-в) -- при механи-
ческом воздействии разрушаются почти необратимо или скорость вос-
становления сопротивления деформации слишком мала. Эти системы
близки стабилизационным структурам, выделенным И.М. Горьковой, они
также обладают слабой обратимостью: петля гистерезиса на графике не-
померно расширяется, выходя за пределы Рк1.
Как особый вид дисперсных систем выделяют дилатантные системы.
Дилатансия описана О. Рейнольдсом как разрыхление, увеличение объе-
ма мокрого песка при одностороннем механическом действии.
При медленном деформировании дилатантная система ведет себя как
жидкость; с увеличением скорости деформации сопротивление деформа-
ции резко возрастает и становится независимым от деформирующей си-
лы, что отвечает поведению твердого тела. Иначе говоря, попытка заста-
вить такую систему течь приводит к увеличению ее пористости и таким
образом увеличивает сопротивление течению (Green, 1949). Дилатансия
имеет место у нетиксотропных дисперсных систем в узком интервале
высоких концентраций; силы взаимодействия частиц в таких системах
бывают очень малы.
Дилатансия -- поведение весьма характерное для грубодисперсных
(опесчаненых) почв, где проявляется истинная дилатантность. В боль-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
480
шинстве случаев в почвах проявляется «ложная» дилатансия, обуслов-
ленная наличием в почве прочно сцементированных агрегатов (Мануча-
ров, Абрукова, 1988).
Почвы, в природных условиях проявляющие дилатантность, при рео-
логических исследованиях часто дают кривые представленные на рисун-
ках XVI.6-4 и XVI.8-г, которые образуют петлю, обратную петле гистере-
зиса, и носят название петель реопексии (Абрукова, 1972).
Реопексия (рис. XVI.6-4; рис. XVI.8-г) -- свойство некоторых тиксо-
тропных систем к ускоренному застудневанию при механическом воз-
действии. Впервые описано Юлиусбургом (Фрейндлих, 1939), а название
предложил Фрейндлих; он же предложил тиксотропные золи, обладаю-
щие этим свойством, называть реопектическими. Петля реопексии обу-
словлена увеличением прочности исследуемой системы при снятии на-
грузки после разрушения ее структуры.
Явления типа реопексии часто встречаются при реологических ис-
следованиях. Так, наблюдается увеличение контактов и, естественно,
усиление структурных связей в процессе приложения нагрузки к почвам
тяжелого гранулометрического состава с преобладанием прочных коагу-
ляционно-конденсационных структур. Почвы легкого гранулометриче-
ского состава кривых реопексии не дают, они проявляют дилатансию.
Почвы, в которых преобладают кристаллизационно-кокденсационные
связи или фазовые контакты, имеют хорошие технологические качества,
легко обрабатываются в любых условиях увлажнения -- в сухом состоя-
нии они сыпучи, во влажном -- дилатантны.
Почвы с преобладанием конденсационно-коагуляционных структур-
ных связей трудны в обработке, как в сухом, так и во влажном состоянии:
сухие -- из-за слитости (наличие толстой корки, прочно сцементирован-
ных глыб, между которыми образуются трещины разной глубины), влаж-
ные -- из-за повышенной липкости.
Во всех почвах одновременно сосуществуют все типы структурных
связей, но количественное отношение их везде разное. От качества и ко-
личества структурных связей, преобладающих в почве, зависят ее техно-
логические, мелиоративные и другие структурно-механические свойства.
Выявление качества и количества структурных связей и составляет
предмет реологических исследований почв. Реологические кривые кон-
кретных почв могут в значительной степени отличаться от рассмотренных
классических кривых. Исследования последних лет позволили выделить
четыре основных типа деформационного поведения почв (рис. XVI.9).
Деформация первого вида присуща почвам с хорошо развитой коагу-
ляционной структурой. Такие деформации характерны для слитого и вы-
щелоченного черноземов, тундровой тиксотропной почвы; они проявляют-
ся в указанных почвах при влажности максимального набухания и выше.
Деформации второго вида свидетельствуют о неблагоприятных в
технологическом отношении структурно-механических свойствах почв.
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
481
В таких почвах происходит резкое падение прочности при увеличении
нагрузки. Подобные деформационно-прочностные характеристики были
отмечены В.В. Абруковой для подпахотного горизонта выщелоченного
чернозема.
Рис. XVI.9. Реологические кривые по В.В. Абруковой (1988)
Кривые третьего и четвертого видов характеризуют дилатантное по-
ведение некоторых почв (Рк1 более Рк2).
В случае кривых третьего вида дилатансия вызвана опесчаненностью
или высоким содержанием водопрочных микроагрегатов. Причем, в этом
случае она сочетается с тиксотропным или тиксостабильным деформаци-
онным поведением данной почвы. Реологические кривые третьего вида
характерны для дерново-подзолистых почв и красноземов.
Кривые четвертого вида вызваны большим количеством неводопроч-
ных микроагрегатов. Дилатансия в этом случае сочетается с реопектиче-
ским восстановлением почвенной структуры. Четвертый вид кривых был
отмечен В.В. Абруковой для некоторых слитых и выщелоченных черно-
земов, для глеевых тиксотропных горизонтов тундровой поверхностно-
глеевой почвы; встречался он, в отдельных случаях, и в дерново-
подзолистых почвах.
XVI.1.3. Построение реологической кривой
Методика эксперимента и приборы
Условием построения реологической кривой является определение
вязкости исследуемого материала. Приборы, позволяющие определить
вязкость, называются вискозиметрами. Действие этих приборов основано
на том, что в них исследуемый материал приводится в движение дейст-
вием определенной силы. Причем можно измерять или эту силу, пли ско-
рость движения материала. Ротационные вискозиметры позволяют полу-
чить две реологические кривые: так называемую основную, выражаю-
щую зависимость градиента скорости деформации от напряжения сдвига
D (Р), и дополнительную, которая, в свою очередь, выражает зависимость
структурной (эффективной) вязкости от напряжения сдвига η (Р).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
482
Описание ротационного вискозиметра «РЕОТЕСТ--2»
Ротационный вискозиметр РЕОТЕСТ является двухсистемным уст-
ройством. Исследуемый материал можно испытывать на его реологиче-
ские характеристики либо при помощи цилиндрических измерительных
устройств, либо при помощи конусо-пластиночных измерительных уст-
ройств. Последние позволяют работать с незначительным количеством
материала -- порядка нескольких милиграммов.
В данной задаче используется цилиндрическое устройство, состоя-
щее из двух соосных (коаксиальных) цилиндров. Внутренний (а) цилиндр
вращается, внешний (б) -- неподвижен. Внешний неподвижный цилиндр
играет роль измерительной емкости, в него помещается почва. Внутрен-
ний цилиндр может вращаться с определенной скоростью вращения D.
Он соединен через измерительный вал с измерительной пружиной. От-
клонение этой пружины от равновесного состояния является мерой для
вращающего момента, действующего на внутренний цилиндр. Отклоне-
ние пружины воспроизводится потенциометром, включенным в мосто-
вую схему; причем измерение тока, протекающего по диагонали мосто-
вой схемы, является пропорциональным вращающему моменту М пру-
жины. Сдвигающее напряжение τ и скорость сдвига поддаются в случае
коаксиальной цилиндрической системы точному расчету. Реологические
исследования на PEОTECTЕ--2 можно проводить в разных цилиндрах с
разным рабочим объемом: от 11 до 50 мл. Для наших работ более всего
подходит система цилиндров, имеющая рабочий объем 17 мл и маркиро-
ванная в приборе как «Н/Н». Рабочим объемом в соосной системе являет-
ся зазор между внутренним и внешним цилиндрами (в); (индексы -- а, б, в
-- относятся к рис. XVI.10).
Диапазон скоростей этой системы от 0.17 до 145.8 сек--1. При поворо-
те внутреннего цилиндра прилегающий к нему слой вещества (почвы)
захватывается им за счет сил адгезии; более удаленные слои -- за счет сил
когезии -- также начинают двигаться, однако имеют уже меньшую угло-
вую скорость, чем вращающийся за счет сил адгезии слой почвы, непо-
средственно прилегающий к внутреннему цилиндру; слой почвы, распо-
ложенный у стенок внешнего цилиндра, остается неподвижным. В
РЕОТЕСТЕ--2 задается угловая скорость вращения внутреннего цилиндра
и на нем же измеряется момент вращения. Скорость вращения внутрен-
него цилиндра, как уже говорилось, определяет скорость деформации
исследуемого образца (D). Скорость деформации или скорость сдвига Dr
(с-1) указывает перепад (градиент) скоростей в исследуемом объеме об-
разца (в кольцевой щели между соосными цилиндрами). Одновременно
надо иметь в виду, что на скорость деформации образца влияет также
режим работы прибора и соотношение радиусов используемых цилинд-
ров. Момент вращения М определяется реакцией исследуемого образца
на приложенное напряжение в процессе его деформации.
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
483
Рассмотрим схему работы прибора РЕОТЕСТ--2 (рис. XVI.10)
Рис. XVI.10. Схема прибора PЕOTECT--2
Двигатель, находящийся в стойке прибора (I), с помощью 12-
ступенчатой коробки передач вращает внутренний цилиндр (2). Скорость
деформации (Dr) задается поворотом рычага переключателя (3). Ступень
числа оборотов (от I до 12), соответствующая данному положению рыча-
га переключения, указана на шкале (4). Для более дробного деления ско-
рости деформации (Dr) используется переключатель числа оборотов (5),
имеющий положения «а» и «в ». Манипулируя рычагом (3) и переключа-
телем (5), задаем необходимую скорость деформации. Отнесенная к ра-
диусу внутреннего цилиндра скорость сдвига вычисляется по следующей
формуле:
222
2/
DR
R
r
(XVI.17)
Удобным является то обстоятельство, что изменение скорости вращения
(переключение обоих рычагов) может производиться в любом режиме
работы. Измерительный механизм (3) представляет собой механико-
электрический преобразователь вращающего момента внутреннего ци-
линдра, механическая энергия (динамический показатель момента силы)
закручивающейся пружины преобразуется в пропорциональный ему ана-
логичный сигнал тока. Показания прибора (α) снимаются по шкале инди-
катора блока измерений (7). По п оказаниям прибора (α) рассчитывается
напряжение сдвига (Р), вызывающее данную деформацию, по формуле Р
= α z (z -- постоянная прибора). Наличие двух режимов работы динамо-
метра дает возможность измерять сдвигающее усилие в широких преде-
лах без замены измерительного устройства, другими словами -- дает воз-
можность изменять шкалу индикатора механико-электрического преоб-
разователя. Указанное соотношение напряжений сдвига позволяет изме-
рять сдвигающее напряжение в широких пределах, без замены измери-
тельного устройства, так как постоянная прибора (z) при первом режиме
переключателя равна 28.0 дин/см2, а при втором -- 259.2 дин/см2. Переклю-
чение диапазона напряжения можно производить при любом режиме рабо-
ты прибора, т.е. и в процессе работы (вращения) измерительного вала.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
484
Результаты измерений заносят в следующую таблицу:
Таблица XVI.2
Форма записи результатов измерений
W поч-
вы, (%) Диа-
пазон Ступень скоро-
сти вращения Dr
(с--1) , (дел.
шкалы) Р или τr
(Па) *
0
(мПа с)
или (пуаз)
1
2
3
4
5
6
7
Таблица XVI.3
Зависимость скорости деформации от ступени числа оборотов
Ступень скорости вращения
(ступень числа оборотов)
Скорость
деформации
Коэффициент
а
в
Dr
f
--
1в
0.1667
600
--
2в
0.300
333.3
1а
--
0.333
300
--
3в
0.500
200
2а
--
0.600
166.7
--
4в
0.900
111.1
3а
--
1.000
100
--
5в
1.500
66.7
4а
--
1.800
55.6
--
6в
2.700
37.04
5а
--
3.000
33.33
--
7в
4.500
22.22
6а
--
5.400
18.52
--
8в
8.100
12.34
7а
--
9.000
11.11
--
9в
13.500
7.41
8а
--
16.200
6.17
--
10в
24.100
4.115
9а
--
27.000
3.704
--
11в
40.500
2.469
10а
--
48.600
2.058
--
12и
72.900
1.372
11а
--
81.000
1.234
12а
--
145.800
0.686
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
485
Расчет реологических
параметров ведут по сле-
дующим формулам:
,
Pz
a
(XVI.18)
где:Р--сдв
игающее на-
пряжение (в иностранных
источниках встречается
обозначение его через τr),
10--1 Па;z -- п
о
с
т
о
я
н
н
а
я
цилиндра (10--1 П
а
/
д
е
л
.
шкалы), указана в паспор-
те прибора. Для данного
случая (Н/Н) она будет
равна на I-ом д
и
а
п
азоне
28.0; на II-ом -- 2
5
9
.
2
дин/см2 де
л
.ш
к
а
л
ыи
л
и
,
соответственно,
10--1
Па/дел. шкалы; α -- отсчи-
тываемое значение шкалы
на индикаторном приборе
(дел. шкалы).
*
0 (/)1
0
0
,
r
PD
(XVI.19)
где: *
0
--д
и
н
а
м
и
ч
е
с
к
а
я
вязкость (мПа с); P -- сдви-
гающее напряжение (10-1 Па); Dr -- скорость сдвига (с--1).
Вычисление динамической вязкости облегчается, если пользоваться
отношением:
,
Pf
(XVI.20)
где:f=Dr --1100.
Коэффициент f и скорость сдвига Dr указаны для всех ступеней ско-
рости вращения (числа оборотов) в таблице XVI.3.
По реологическим параметрам, приведенным в таблице XVI.2, строят
реологические кривые течения исследуемого материала:
основную -- dV/dX = f (P) и дополнительную --
*()
fP
.
Затем, на основании построенных кривых, показанных на рис.
XVI.11, определяют реологические параметры: Рк1, Рr, Рк2 и Рm.
Рис. XVI.11. Р
е
о
л
о
г
и
ч
е
с
к
и
ек
р
и
в
ы
е
:
(I) -- основная, (2) -- дополнительная
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
486
XVI.1.4. Прочностные характеристики почв
Методика эксперимента и приборы
Для того, чтобы выяснить природу структурных связей в тяжелых
почвах, нами были измерены прочностные характеристики почвенных
образцов в широких диапазонах влажности. При этом нужно было избе-
жать ряда побочных эффектов, оттеняющих действие самих структурных
связей: взаимное трение частиц, характер их расположения, неоднород-
ность строения и др.
С этой точки зрения наиболее удачным видом испытания является
растяжение, позволяющее замерить прямым путем величину структур-
ных связей. Однако, в силу известных технических трудностей, прямое
испытание на растяжение почв практически осуществить трудно. Поэто-
му вместо прямых испытаний на растяжение был использован метод, на-
зываемый «бразильским способом». Метод заключается в сдавливании
образцов по диаметру. Он относится к косвенным методам определения
прочности на растяжение, так как растягивающие напряжения образуют-
ся под действием сжимающего усилия. Согласно линейной теории упру-
гости, максимальные разрывные напряжения действуют в направлении,
перпендикулярном погруженному диаметру и их величина пропорцио-
нальна приложенному грузу (2S). Разрывные напряжения (P) рассчитыва-
ется по формуле:
Р=F/S,
(XVI.21)
где F - минимальная приложенная сила, вызывающая разрушение образ-
ца;S-- площадь(S= π r2).
К недостаткам метода следует отнести его применимость в основном
к упруго разрушающимся твердообразным системам, например, грунтам,
имеющим влажность ниже максимальной гигроскопичности (Wмг).
Испытания проводились на приборе МП-2С (рис. XVI.12) для опре-
деления прочности дисперсных пористых структур, который позволяет
развивать усилия в большом диапазоне от долей грамма до 100 кг, а при
ручном приводе до 200 кг.
Прибор с
н
абж
е
на
в
т
о
м
а
т
и
ч
е
с
к
и
мре
г
и
с
триру
ю
щ
и
му
с
тро
йс
твом,
смонтированным на базе двухкоординатного потенциометра ПДС-0.21М.
Устройство позволяет вести автоматическую запись кривых «напряжение
-- деформация».
Использование тензометрической мостовой измерительной схемы
для фиксации результатов значительно повысило их точность. В качестве
основной схемы измерения использовано определение усилия, необхо-
димого для разрушения образца (7) с помощью пружинного силоизмери-
теля (2), образец располагается на столике, перемещающимся с заданной
фиксированной скоростью от 0.02 до 100 мм/мин, всего 12 фиксирован-
ных положений.
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
487
Рис. XVI.12. Прибор для определе-
ния механических характеристик
пористых тел МП-2С (1 -- микронный
индикатор часового типа; 2 -- пружи-
на соизмерителя; 3 -- с
п
ира
л
ь
н
а
я
пружина; 4 -- шариковые направляю-
щие;5-- шток;6--шарнир;7--обра-
зец; 8 -- столик; 9 -- редуктор; 10 --
коробка скоростей)
Передача усилия на образец
осуществляется путем подъема
столика, а напряжение (сила)
фиксируется сменным пружин-
ным силоизмерителем. Абсолют-
ная калибровка пружины силоиз-
мерителя осуществляется с по-
мощью несложного рычажного
приспособления в зависимости от
толщины пружины.
Преобразование механиче-
ских деформаций в электриче-
ские сигналы осуществлялось с
помощью тензодатчиков, кото-
рые приклеивались на измери-
тельные пружины: деформация
записывалась с пружины, фикси-
рующей подъем столика, а на-
пряжение -- с с
и
л
о
и
змерителя.
Перевод электрических сигналов
с деформации и напряжения, со-
ответственно осуществляется по
тарированным графикам напря-
жения.
Использование тензометри-
ческой мостовой измерительной
схемы для фиксации результатов
значительно погасило их точ-
ность. Так, для самой толстой
пружины, которая могла измерить усилия до 100 кг, точность измерения
+22г,адлясамойтонкой±0.01г.
Измерение прочности на разрыв «бразильским способом» произво-
дилось следующим образом: образец различной степени увлажнения ста-
вили на подъемный столик и сверху прижимали к шарнирному упору (6),
чтобы исключить возможность перекоса. Скорость подъема столика со-
ставляла 0.5 мм/мин и для всех образцов выдерживалась постоянной. При
подъеме столика образец сжимался по диаметру. Сила, возникающая при
сжатии, фиксировалась пружинным силоизмерителем и записывалась по
диаграмме «напряжение -- деформация» в виде прямой, наклонной под
некоторым углом к горизонтали. Для вычисления прочности бралось
максимальное усилие, после которого происходил резкий сброс по диа-
грамме (разрушение образца). Прочность на разрыв определялась по
формуле: Р= F / S.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
488
XVI.1.5. Механическая прочность агрегатов
Механическая прочность почвенных агрегатов -- характеристика мак-
роморфологического почвенного структурного уровня. Она учитывает
две группы принципиально различных свойств почвы: химические (ак-
тивность и число центров на поверхности твердых частиц почвы) и физи-
ческие (порозность, удельная поверхность, плотность). То есть в механи-
ческой прочности агрегатов отражены свойства как молекулярного уров-
ня -- это активность функциональных групп на почвенной матрице, так и
макроуровня -- свойства целого агрегата.
Почвенные агрегаты характеризуются различными значениями меха-
нической прочности (Зубкова, Карпачевский, 2001). Наиболее прочные
--- в чернозёмных почвах (выщелоченные, обыкновенные чернозёмы),
среди них агрегаты Докучаевского чернозёма обыкновенного (Каменная
степь) и слитых отличаются самой высокой прочностью. Агрегаты из
дерново-подзолистых почв --- неустойчивы к механическому воздейст-
вию.Механическая прочность агрегатов отражает различия в их химиче-
ском составе. Так, агрегаты из каштановых почв и солонцов каштаново-
солонцового комплекса четко различаются по прочности, хотя по морфо-
логическим признакам они могут быть идентичны.
Влажность влияет на прочность контактов и соответственно целых
агрегатов (Зубкова, 1992), поэтому рекомендуется определять механиче-
скую прочность агрегатов в воздушно-сухом или абсолютно-сухом со-
стоянии.
Механическая прочность агрегатов зависит также от их размеров:
чем крупнее агрегат, тем он прочнее (Зубкова, Карпачевский, 2001). По-
этому механическая прочность агрегатов всегда относится к агрегатам
определенной величины: 1--3 мм, 3--5 мм, 5--8 мм и др.
Механическую прочность агрегатов определяют разрушением на
прессе (модифицированная модель МП-2С, рис. XVI.13) в 20-40 -- крат-
ной повторности и выражают в единицах силы системы единиц МКГСС:
килограмм-сила (кгс, кГ) или в единицах давления (кПа). Принимая за
площадь раздавливания агрегата площадь круга с диаметром агрегата, кгс
можно пересчитать в Па -- давление разлома агрегатов. Давление разло-
ма агрегата учи тывает его среднюю площадь и связано с килограммом-
силой соотношением: кгс/м2=9,8 Па или кгс/мм2=9,8 МПа.
Методика определения.
Сухую почву просеять через почвенные сита и выделить разные
группы агрегатов по размерам: 0,25-1 мм, 1-2 м, 2-3 мм и т.д. Определе-
ние прочности следует проводить с агрегатами одного размера и рассчи-
тывать среднее значение. Необходимая повторность 20--30.
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
489
Воздушно-сухой агрегат или абсолютно-сухой (высушены при
105°С) поместить пинцетом на подставку (9, рис.1). Постепенно крутить
моховик (11, рис.1) до разлома агрегата. Разлом фиксируется по звуку
растрескивания и по показанию часового индикатора перемещения в мм
(4, рис.1). Затем очистить подставку от почвы кисточкой и поместить
следующий агрегат.
Показания часового индикатора перемещения пересчитывают в еди-
ницы килограмм-силы разлома агрегата по предварительно составленной
калибровочной шкале.
Рис. XVI.13. Схема прибора для определения механической прочности агрегатов:
1 -- основание, 2 -- стойки, 3 -- блок для крепления пружинящей планки и индика-
тора, 4 -- часовой индикатор перемещения (мм), 5 -- верхняя траверса, 6 -- пружи-
нящая планка, 7 -- пуансон, 8 -- почвенный агрегат, 9 -- подставка, 10 -- червячный
винт, 11 -- моховик.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
490
XVI.2. Методы исследования физико-механических свойств
почв
Теория
Физико-механические свойства почв проявляются при взаимодейст-
вии с внешними нагрузками. В зависимости от условий взаимодействия
грунтов и почв с нагрузками выделяется несколько типов физико-
механических свойств: деформационные (проявляются при нагрузках
ниже критических, т.е. не приводящие к разрушению), прочностные (на-
против, проявляющиеся при нагрузках выше критических, т.е. при раз-
рушении грунта) (Трофимов, 2005).
Деление свойств грунтов на основные и функциональные является
важным вопросом с точки зрения методики исследования почв. Зная ос-
новные свойства почв и степень их влияния на функциональные, можно
по основным свойствам с большой степенью достоверности предсказы-
вать функциональные свойства. При выделении основных свойств нужно
отнести к ним те, которые обусловливают собой наличие других свойств
и в то же время являются независимыми от последних. К таким основ-
ным свойствам относятся гранулометрический состав, минералогический
состав и емкость катионного обмена.
Зависимость физико-механических свойств почв от гранулометриче-
ского состава обусловливается тем, что любая почва представляет собой
многофазную дисперсную систему, общая энергия всякой дисперсной
системы слагается из внутренней энергии и поверхностной. Поверхност-
ная энергия пропорциональна удельной поверхности дисперсной фазы и
величина ее тем больше, чем мельче раздроблена эта фаза. Поверхност-
ная энергия, как свободная энергия, может совершать работу, отсюда --
чем большей поверхностной энергией будет обладать почва, тем в боль-
шей степени будут в ней выявлены свойства, обусловленные этой энер-
гией, как, например, пластичность, липкость, набухание и усадка и др.
(Охотин, 1937).
Не менее ясна зависимость физико-механических свойств от минера-
логического состава. Различные минералы обладают разной формой,
твердостью, упругостью, поэтому почвы из разных минералов должны
обладать и неодинаковыми свойствами, при прочих равных условиях.
Однако, это различие, ясное в крупночастичных грунтах, должно посте-
пенно сглаживаться с увеличением степени дисперсности, если принять
во внимание, что в природе частицы грунтов покрыты пленкой воды.
Значение пленки воды, ничтожное в крупнозернистом материале, будет
увеличиваться с уменьшением диаметра частиц: пленка воды, обладая
определенной толщиной, будет нивелировать формы различных минера-
лов. При высокой степени дисперсности частиц почвы более важное зна-
чение в отношении физико-механических свойств имеет величина их по-
верхности и меньшее -- форма частиц, тогда как в грубодисперсных грун-
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
491
тах с изменением их размеров, абсолютные величины поверхности оста-
ются очень малыми, и поэтому значение поверхности в них небольшое.
Точно также с увеличением дисперсности должно падать в них и значе-
ние свойств упругости. Крупные частицы, обладающие большой упруго-
стью, при внешних на них воздействиях, легко изменяют свою форму и
свое взаимное расположение и, благодаря этому, могут обуславливать
большие деформации грунта. Разница же в размерах очень малых частиц
в различных направлениях сглаживается, взаимное положение одной час-
тицы относительно другой становится более безразли чным, а поэтому и
деформации грунтов будут меньшими.
Установлено, что с изменением состава поглощенных оснований
свойства почв резко изменяются. Двух- и трехвалентные катионы и ионы
водорода способствуют образованию уплотненных агрегатов глинистых
частиц с высокопрочными связями между ними. Одновременно со сбли-
жением частиц в агрегатах возникает повышенная межагрегатная порис-
тость. Ионы натрия вызывают дезагрегацию частиц. Ионы K, H, Al, Fe
образуют прочную связь между частицами глины и поэтому способность
их к набуханию заметно уменьшается. Прочность связи между частицами
зависит не от вида и количества поглощенных катионов, а от того, каков
состав обменных катионов при данном минералогическом составе
(Гольдштейн, 1973).
XVI.2.1. Физико-механические константы. Пределы Аттерберга
Механические свойства почвы в значительной степени определяются
ее составом, причем решающим в строении любой почвы является соот-
ношение твердой и жидкой фаз. Постепенное изменение механических
свойств обусловливается твердыми составляющими, тогда как переход от
одного состояния к другому у связных почв (с содержанием физической
глины >35%) совершается при повышении содержания воды. К. Терцаги
(1925) предложил различать три главные формы консистенции грунтов:
а) твердую (совершенно твердую и полутвердую);
б) пластичную (тугопластичную, мягкопластичную, очень мягкопла-
стичную и текучепластичную);
в) текучую (вязкотекучую, толстотекучую -- текучую в толстом слое
и тонкотекучую -- текучую в тонком слое).
Влажности, соответствующие переходу почвы из одной консистен-
ции в другую, называются границами консистенции или пределами Ат-
терберга.
Пластичность -- это способность почвы под воздействием внешних
условий изменять форму (деформироваться) без разрыва сплошности и
сохранять приданную ему форму после того как действие внешней силы
устранено. Связные грунты проявляют пластичность лишь при опреде-
ленном содержании связанной воды, позволяющем частицам передви-
гаться относительно друг друга без разрыва сплошности (Сергеев, 1971).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
492
Пластичность проявляется в определенном диапазоне влажности, когда
грунт теряет присущую ему прочность в сухом состоянии и в тоже время
не достигает еще состояния текучести. При дальнейшем увеличении
влажности (при формировании свободной воды) твердые частицы отда-
ляются друг от друга настолько, что связь между ними утрачивается, и
грунт приобретает способность течь, подобно жидкому телу.
Гранулометрический состав является одним из важнейших факторов,
влияющих на пластичность почв. Установлено, что пластичные свойства
начинают проявляться у частиц диаметром меньше 5 μк. Частицы разме-
ром 1-2 μк имеют небольшую пластичность. У частиц диаметром менее
0.2 μк она достигает наибольшей величины (Сергеев, 1971). Пластич-
ность связанных грунтов очень сильно зависит от дисперсности самой
глинистой фракции и возрастает пропорционально увеличению содержа-
ния в ней коллоидов. Особенно сильно она увеличивается в присутствии
органических коллоидов.
Явление пластичности объяснялось многими исследователями нали-
чием коллоидной оболочки на поверхности грубодисперсных минераль-
ных частиц. О наличии коллоидных оболочек и их особом значении ука-
зывали в своих трудах М.М. Филатов (1936), Н.Я. Денисов и
П.А. Ребиндер (1946) и др. Обширные исследования провел А.Ф. Тюлин
с учениками (1949), приведшие их к твердому убеждению об адсорбции
коллоидных гелей на поверхности грубодисперсных частиц, как своего
рода каркасах. Пластичность глинистых почв с этой точки зрения объяс-
няется наличием коллоидальных веществ, которые в увлажненном со-
стоянии являются упругим, связывающим материалом для грубодисперс-
ных частиц, а также смазкой, снижающей трение при перемещении этих
частиц под влиянием деформирующих усилий. В зависимости от количе-
ства впитанной коллоидами воды меняется их связывающая и смазы-
вающая способность, и почва приобретает различные формы консистен-
ции (Васильев, 1941). О значении гелеобразных почвенных структур на
физико-механические свойства почв указывается и в главе IV данной
монографии.
Песчаные почвы, лишенные коллоидных веществ, не проявляют
свойства пластичности. При отсутствии воды такие пески обладают зна-
чительным трением зерен, а при некотором увлажнении они сразу пере-
ходят в текучее состояние.
Текучая консистенция глинистых почв находится также в сильной
зависимости от свойств коллоидных оболочек. Так, например, граница
текучести может изменяться или оставаться практически неизменной при
варьировании состава поглощающего комплекса. Как показал опыт с на-
сыщением поглощающего комплекса различных почв натрием или каль-
цием, одни образцы практически не изменяют значений границы текуче-
сти, а другие увеличивают свои значения при насыщении комплекса на-
трием (Васильев, 1941).
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
493
С целью определения пластичных свойств грунта шведский исследо-
ватель А.А. Аттерберг предложил выделять некоторые влажности глини-
стых грунтов, при которых происходит заметное изменение их конси-
стенции и физико-механическое состояние. Так называемыми границами
консистенции по Аттербергу являются: 1) предел текучести, разделяю-
щий жидкое состояние от пластичного состояния; 2) предел пластично-
сти, разделяющий пластичное состояние от полутвердого. Эти пределы
выражаются в процентах содержания влаги к весу сухого образца. Также
мерой соответствующей консистенции может служить способность поч-
вы оказывать сопротивление проникновению металлического тела раз-
личной формы (шар, конус).
Содержание влаги на границе между пластичным и жидким состоя-
нием обозначается как граница текучести (предел текучести ПТ (Wf)).
Предел текучести позволяет судить о влажности, при которой собствен-
ный вес преодолевает силу гидратации и силу сцепления и тем самым
силу поверхностного натяжения между двумя соседними частицами ве-
щества. Вследствие этого вещество начинает растекаться, а так как ка-
пиллярное давление частично еще действует, сопротивление сдвигу
очень мало («Методическое руководство по изучению почвенной струк-
туры». Под ред. Ревута и Роде, 1969).
Под понятием предела пластичности понимают содержание влаги на
границе между пластичным и полутвердым состоянием почвы. При
влажности предела пластичности почвенный образец под воздействием
давления теряет связность: растрескивается.
Для почвы в состоянии предела пластичности (ПП) характерно:
а) ПП соответствует влажности, ниже которой скорость испарения
начинает уменьшаться;
б) ПП соответствует той влажности, ниже которой физические свой-
ства воды перестают соответствовать физическим свойствам свободной
воды;
в) ПП близок к критической влажности почвы, обладающих доста-
точным сцеплением.
г) ПП числено равен максимальной молекулярной влагоемкости (Ва-
сильев, 1941).
Определяется только для тех суглинков и глин, которые не содержат
в своем составе частиц диаметром > 0.5 мм.
XVI.2.2. Методы определения предела текучести
Метод Бахтина
20-30 г почвы, освобожденной от корней, растертой резиновым пес-
тиком и просеянной через сито 1 мм, помещают в фарфоровую или ме-
таллическую чашку диаметром 12 см. Эту пробу тщательно смешивают с
дистиллированной водой до пастообразного состояния. После этого со-
суд или плотно закрывают или ставят во влажную камеру. Спустя 24 часа
пробу еще раз перемешивают и гладко разравнивают по дну чашки слоем
1 см. Ножом и ли шпателем проводят щель, разделяющую пробу пополам.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
494
Щель у дна должна иметь ширину 2 мм, а у поверхности -- 12 мм. Затем
трижды сильно ударяют по дну рукой или три раза бросают чашку с про-
бой с высоты 6 см. Если при третьем ударе обе половины пробы сомкну-
лись на высоту 1 мм по длине щели 1,5 -2 см, то верхняя граница пла-
стичности или предел текучести достигнут. 10-15 г этой пробы берут для
определения влажности.
Метод Васильева
На штатив помещается полированный конус из нержавеющей стали
весом 76 г. Высота конуса 25 мм и угол при вершине 30о. На расстоянии
10 мм от вершины имеется круговая метка. К основанию конуса прикре-
плена стальная проволока, согнутая в полуокружность с двумя металли-
ческими шариками диаметром 19 мм в качестве балансира. На основание
штатива ставится алюминиевый стаканчик высотой 2 см и диаметром
4 см. В стаканчик закладывают почвенную пасту и ровно разглаживают.
На поверхность почвы ставят слегка смазанный вазелином конусный на-
конечник. От собственного веса конус проникает в пасту. Если он прони-
кает точно на 10 мм, то это значит, что содержание влаги в почве соот-
ветствует пределу текучести. Если конус проникает глубже, то почва
слишком влажная, а если менее чем на 10 мм, то нужно добавить воды.
Измерения проводят в трехкратной повторности. Определение влажности
выполняют обычным методом (Васильев, 1941).
Используя формулу Ребиндера:
2
1.108
m
F
P
h
,
(XVI.22)
где F -- нагрузка в кг, h -- глубина погружения конуса, 1.108 -- коэффици-
ент, соответствующий углу раскрытия конуса 30о, получим значение Pm --
сопротивление сдвигу, оказываемое почвой при данной влажности
(влажности предела текучести), оно равно 0.084 кг/см2.
XVI.2.3. Методы определения предела пластичности
Метод Аттерберга
Оставшуюся от предыдущего испытания почвенную массу подсуши-
вают до тех пор, пока вся масса при раскатывании между ладонями рук
прилипать к ним не будет. Полученное глинистое тесто тщательно пере-
минается. Небольшой кусочек почвы раскатывается ладонью на листе
плотной глянцевой бумаги (или на стекле) до образования жгута диамет-
ром 3 мм. Если при этой толщине жгут не рассыпается, а сохраняет связ-
ность и эластичность, то его снова переминают до тех пор, пока жгут не
начнет рассыпаться, достигнув толщины 3 мм.
Распавшиеся фрагменты жгута складывают в сушильный стаканчик и
определяют влажность обычным образом. Полученная влажность являет-
ся значением предела пластичности. Определение проводится в трех-
кратной повторности (Ревут, Роде, 1969).
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
495
Метод Федорова
Используют прибор для определения предела текучести (балансирный
конус Васильева). На поверхность почвы, находящейся в стаканчике, пада-
ет конус с высоты 34 см. Конус должен проникать в почву точно на 10 мм,
в противном случае почву нужно увлажнять или подсушивать добавлением
сухой почвы. Предел пластичности характеризуется содержанием влаги в
почве, при котором конус проникает на 10 мм (Ревут, Роде, 1969).
Определение числа пластичности
Число пластичности определяет область, в пределах которой почва
находится в пластичном состоянии. Под пластичностью почвы понимают
ее способность деформироваться под действием внешних механических
сил без разрыва сплошности и сохранять полученную форму неопреде-
ленно долгое время после прекращения действия механической силы
(Растворова, 1983). Пластичность обуславливает некоторое внутреннее
равновесие между твердой и жидкой фазами. Под числом пластичности
Ре понимают разность между пределом текучести ПТ и пределом пла-
стичности ПП: е ПТ ПП
P . Число пластичности количественно харак-
теризует область, в которой почва находится в пластичном состоянии.
В таблице XVI.4 представлены величины предела пластичности, предела
текучести для некоторых типов почв.
Таблица XVI.4
Величины предела пластичности и предела текучести для некоторых типов
почв
Почва
Горизонт ПП,
W (%) ПТ,
W (%)
Ап
23.9
27.2
Е
17.0
20.5
ЕВ
19.1
31.5
Дерново-подзолистая среднесуглинистая
В
18.0
30.1
Ап
23.6 29.9
В
26.6 35.7
Серая лесная
Вса
24.9
33.1
Ап
24.2
32.6
Аh
26.6 35.7
АhЕ
22.2
30.2
ЕВ
23.9
--
Серая лесная со 2 гумусовым горизонтом
В
26.3
34.3
А1
46
56.3
А
30.3
46.4
Чернозем типичный мощный, целина
Вса
21.8
37.8
Ап
30.5 40.9
А
26.5 41.1
Чернозем типичный мощный, сельско-
хозяйственная пашня
Вса
24.2
36.2
Ап
26.4
37.3
Чернозем типичный мощный, «вечный пар» А
29.4
41.7
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
496
XVI.2.4. Сопротивление сдвигу
Прочность почв и грунтов в широком смысле -- это их способность
сопротивляться разрушению. В данном разделе рассматривается механи-
ческая прочность почв и грунтов, т.е. их способность сопротивляться
разрушению под влиянием механических напряжений. Причем, если де-
формационные характеристики грунтов определяются при напряжениях
не приводящих к разрушению, то параметры прочности грунтов соответ-
ствуют критическим разрушающим напряжениям и определяются при
предельных нагрузках, вызывающих либо разделение тела на части (для
упругих грунтов), либо необратимое изменение формы тела в результате
деформаций пластического течения (для пластичных грунтов) (Трофимов
и др., 2005). На испытываемый образец могут действовать разные по ви-
ду напряжения (нормальные, касательные, объемные), поэтому в качест-
ве меры прочности грунта могут быть выбраны и разные виды критиче-
ских напряжений или их соотношения, а именно одноосное сжатие, од-
ноосное растяжение, плоскостной сдвиг и трехосное сжатие.
В почвоведение наиболее распространенным параметром прочности
является сопротивление сдвигу. При сдвиге прочность грунта зависит от
соотношения величин нормального сжимающего () и касательного
сдвигающего () напряжений, действующих на одной площадке. Сдвиг
происходит, когда под действием некоторой внешней нагрузки в опреде-
ленных зонах грунта связи между частицами разрушаются и происходит
смещение (сдвиг) одних частиц относительно других -- грунт приобретает
способность н
е
о
гра
н
и
ч
е
н
н
о деформ
иро
в
а
т
ь
с
яп
од да
н
н
ойн
а
груз
к
ой.
Разрушение массива грунта происходит в виде перемещения одной части
массива относительно другой (Сергеев, 1971). Определение сопротивле-
ния грунта сдвигу заключается в измерении усилия, необходимого для
сдвига образца или некоторого объема грунта, находящегося под дейст-
вием известного нормального давления.
Сопротивление грунтов сдвигу в определенном диапазоне давлений
(от 1 до нескольких десятков кг/см2) может быть выражено линейной
зависимостью, установленной Кулоном в 1773 г.:
прtgC
,
(XVI.23)
где τпр -- предельное сдвигающее напряжение, кг/см2; σ -- нормальное дав-
ление, кг/см2; tgφ -- коэффициент внутреннего трения; С -- сцепление,
кг/см2.
Величины φ и С являются параметрами зависимости сопротивления
грунтов сдвигу.
Некоторые физические особенности сопротивления грунтов сдвигу.
Тип преобладающих структурных связей и их прочность, тип контак-
та между структурными элементами в первую очередь влияют на проч-
ность почвы при сдвиге. Контактирование частиц в массе грунта проис-
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
497
ходит в отдельных точках, и фактическая площадь касания частиц очень
мала по сравнению с площадью поперечного сечения образца. Важным
обстоятельством является наличие на поверхн ости минеральных частиц
пленок связанной воды, гидроокислов различных металлов, пленок крем-
некислоты и других соединений, играющих роль промежуточного мате-
риала при контакте частиц. Третьим обстоятельством является соедине-
ние частиц друг с другом твердыми цементационными мостиками.
Прочность глинистых и лессовых грунтов с нарушенными и ненару-
шенными структурными связями при одинаковой исходной плотности и
влажности оказывается различной: в первом случае значительно мень-
шей, чем во втором. Различают сцепление восстанавливающееся (обра-
тимое) после разрушения и невосстанавливающееся (необратимое). Сце-
пление бывает первичным и бывает сцепление упрочнения. Первичное
сцепление между глинистыми частицами обусловлено электростатиче-
ским, молекулярным и магнитным их взаимодействием. Сцепление уп-
рочнения формируется в результате скрепления частиц природным це-
ментом. Наряду с силами сцепления прочность глинистых грунтов опре-
деляется и силами внутреннего трения между частицами. Однако точное
выделение составляющей трения и сцепления представляет большие
трудности.
Максимальная прочность грунтов природного сложения определяет-
ся в основном прочностью кристаллизационных связей. После разруше-
ния структурных связей прочность грунтов значительно уменьшается и
определяется главным образом сопротивлением трения и механическим
взаимодействием частиц. Закономерности изменения сопротивления
сдвигу от нормального давления σ для глинистых грунтов зависят от : 1)
соотношения σ и Рстр, 2) условий сдвига. При σ < Рстр сопротивление
сдвигу мало зависит от нормального давления и определяется преимуще-
ственно прочностью структурных связей. При σ > Рстр сопротивление
сдвигу будет таким же, как и для грунта с нарушенной структурой. В
первом случае сопротивление сдвигу будет выражаться формулой
прtgC
,авовтором, пр tg
, где σ -- эффективное нормальное
давление, С -- сцепление обусловленное кристаллизационными связями
между частицами, φ -- угол внутреннего трения.
Величина Рстр изменяется в широких пределах от десятых и сотых
долей кг/см2 для илов до 10 и более кг/см2 для плотных глинистых пород.
Для сравнительной оценки прочности структуры применяется пока-
затель структурной прочности Ксп:
нн
сп
нр
P
КP
,
(XVI.24)
где Рнн -- прочность почвы ненарушенной струк туры на раз давливание,
сопротивление сдвигу и т.п.; Рнр -- тоже для грунта нарушенной структу-
ры и одинаковой плотности и влажности с первым.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
498
Влияние минералогического состава глин на их сопротивление сдвигу
осуществляется при прочих равных условиях через гидрофильность, раз-
мер и форму частиц. Наименьшее сопротивление сдвигу (СС) характерно
для монтмориллонитовой глины, далее идут каолинитовые, гидрослюди-
стые глины, и палыгорскитовые глины, наибольшее сопротивление сдви-
гу свойственно первичным тонкоразмолотым минералам (микроклин,
кварц, кальцит). Низкое сопротивление сдвигу для монтмориллонитовых
глин объясняется отсутствием непосредственного взаимодействия между
твердыми частицами, разделенными пленками связанной воды. По мере
утоньшения п ленок воды между частицами составляющая трения возрас-
тает. Высокое трение палыгорскита обусловлено спутанноволокнистой
текстурой, характерной для системы, состоящей из игольчатых частиц. В
связи с тем, что СС монтмориллонитовых глин очень низкое, то добавка
монтмориллонита к песку значительно уменьшает его сопротивление
сдвигу (Сергеев, 1971).
Влияние физико-химических факторов на сопротивление глин сдвигу.
Физико-химические факторы (концентрация электролитов в поровом
растворе и состав обменных катионов) определяют кристаллохимические
свойства поверхности глинистых частиц и, следовательно, их свойства.
Увеличение концентрации электролитов в поровом растворе, а также на-
личие в обменном комплексе двух и трехвалентных катионов и калия
способствует сжатию диффузного слоя (уменьшению толщины слоя
рыхлосвязанной воды), в силу чего дисперсная система оказывается бо-
лее плотной при данном давлении; между частицами в наибольшей сте-
пени проявляются силы взаимодействия (агрегирование), что выражается
в увеличении прочности.
В наибольшей степени влияние физико-химических факторов сказы-
вается на водонасыщенных рыхлых монтмориллонитовых и тонкодис-
персных гидрослюдисто-монтмориллонитовых глинах. СС монтморил-
лонитовой глины существенно возрастает при замене обменного Na+ на
Ca2+ и Al3+, тогда как природа обменных катионов каолинита практиче-
ски не изменяет его СС. При вхождении в поглощающий комплекс мон-
тмориллонита иона калия СС существенно возрастает. Обменный калий в
силу своих химических особенностей (малый размер, отрицательная гид-
ратированность) обладает способностью «встраиваться» в кристалличе-
скую решетку монтмориллонитов и гидрослюд, и тем самым скреплять
отдельные пластинки этих минералов прочной структурной связью, что
приводит к увеличению плотности глин и их сопротивления сдвигу.
При концентрации электролитов порового раствора приблизительно
равной 1 н. диффузные слои частиц оказываются практически полностью
подавлены и между частицами формируются непосредственные, точеч-
ные контакты, что выражается в увеличении составляющей трения.
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
499
Влияние плотности на сопротивление сдвигу глин
Плотность глинистого грунта наряду с его дисперсностью и прочно-
стью структурных связей является основным структурным фактором,
определяющим его прочность. Установлено, что величины угла внутрен-
него трения φέ и сцепления Сέ зависят от плотности и влажности глини-
стого грунта: С увеличением плотности φέ уменьшается, а величина сце-
пления Сέ резко возрастает. Чем грубодисперснее грунт, тем резче про-
исходит изменение φέ с увеличением плотности грунта (Сергеев, 1971).
Методика определения и расчеты
Определение сопротивления сдвигу методом конического пла-
стометра Ребиндера
Метод конического пластометра, разработанный Ребиндером для оп-
ределения предельного напряжения сдвига в дисперсных системах, на-
шел широкое применение в различных областях знаний. Он состоит в
измерении кинетики погружения конуса в данную систему под действием
нагрузки. Идея метода очень проста: металлический наконечник с углом
раскрытия 30о под действием груза внедряется в исследуемую почву, по
шкале прибора определяется глубина погружения конуса и по формуле
(XVI.22) вычисляется предельное напряжение сдвига Pm в кг/см2.
В области почвоведения многие исследователи (Горькова, 1965, 1966;
Абрукова, 1980; Буравчук и др. 1971; Хайдапова, Аксенов, 2001) на
большом экспериментальном материале убедительно показали, что ко-
нусный метод может быть использован в очень широком диапазоне из-
менения концентрации твердой фазы в жидкой. Абрукова Л.П. (1980) в
результате многочисленных экспериментальных работ рекомендует сле-
дующую методику: из образца почвы, пропущенной через сито с отвер-
стиями 1 мм, готовится паста определенной концентрации, отвечающая
условиям постановки опыта. Паста помещается в цилиндр с диаметром и
высотой 5 см и ставится в эксикатор, насыщенный парами воды, на сутки
для структурообразования. Через сутки с помощью конического пласто-
метра Ребиндера проводится определение предельного напряжения сдви-
га при постепенном нагружении, начиная с самых малых нагрузок и до
максимальных, на полную высоту конуса.
Конический пластометр имеет следующее устройство (рис. XVI.14):
обычные чашечные весы помещены в металлический корпус (1), так, что
чашки весов находятся на верхней панели корпуса. Над правой чашкой
на металлической штанге прикручен болт с конусом (4), который можно
закручивать на различную высоту. Правая чашка весов нитью соединена
со стрелкой на указателе глубины погружения конуса (3). Высота конуса
равна 1.7 см, цена деления на шкале равна 0.1 мм.
Ход определения. На правую чашку весов ставится бюкс или чашка с
почвенной пастой определенной влажности, которая уравновешивается
гирями на левой чашке весов. Кончик конуса подводится к поверхности
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
500
почвенной пасты, ин-
дикаторная
стрелка
при этом находится на
нулевой отметке. По-
дается нагрузка для
сильно увлажненных
паст 2 г (для образца
более сухого -- бо
л
ь-
ше), на индикаторной
шкале в течение 5 сек
отмечается изменение
положения стрелки или
глубина погружения
конуса. Время измере-
ния 5 сек. обусловлено
тем, что особенно бы-
строе внедрение кону-
са происходит в течение первых 5 сек действия нагрузки (Абрукова,
1980). Далее, не изменяя положение конуса в почвенной пасте, увеличи-
вают нагрузку еще на 2 г и отмечают глубину погружения конуса. На-
грузку увеличивают до тех пор, пока конус не погрузится на всю глуби-
ну или конус, не достигнет дна сосуда.
По вышеуказанной формуле вычисляют предельное напряжение
сдвига Pm (кг/см2, кПa). Зависимость величины предельного напряжения
сдвига почвы от нагрузки имеет вид, представленный на рис. XVI.15.
Прочность почвенной пасты определяется по значению Pm, после ко-
торого изменения его незначительны и кривая идет параллельно оси Х. В
данном примере образец почвы гор. Ап серой лесной почвы при влажно-
сти предела текучести имеет прочность 0.15 кг/см2, т.е. это предельная
нагрузка при которой произошло разрушение почвенной структуры. Об-
разец почвы гор. В более прочен, чем Ап, прочность его составляет 0.33
кг/см2. Ход кривых, представленных на рис. XVI.15 характерен для почв
среднесуглинистого гранулометрического состава. На рис. XVI.16 пред-
ставлены зависимости Pm от нагрузки характерные для легкосуглинистых
почв.
По мере возрастания нагрузки значения Pm уменьшаются, после дос-
тижения минимума (Pm -- 0.06 кг/см2), пластическая прочность возраста-
ет. Такое возрастание прочности под действием нагрузки характерно для
грубодисперсных систем, где при данной высокой влажности (влажность
предела текучести) происходит переупаковка почвенных частиц в более
плотное сложение, это явление называется дилатантным упрочнением.
Изменение объема грунта при сдвиге называется дилатансией, а грунты,
у которых наблюдается это явление -- дилатантными (Трофимов и др.,
2005).
Рис. XVI.14. Конический пластометр П.А. Ребиндера
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
501
Рис. XVI.15. Зависимость сопротивления сдвигу почвенной пасты серой лесной
почвы от нагрузки
Рис. XVI.16. Зависимость сопротивления сдвигу дерново-подзолистой почвы от
нагрузки
На рис. XVI.17 представлена зависимость прочности почвенных паст
от влажности.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
502
Очевидно, что прочность почвенных паст в значительной степени за-
висит от влажности. Заметное возрастание прочности происходит в об-
ласти влажности, соответствующей влажности предела пластичности, т.е.
в области, где почвенная масса переходит из пластичного состояния в
полутвердое. Подобный характер изменения прочности по мере умень-
шения влажности отмечал В.Н. Соколов (1973).
Используя пластометр Ребиндера, можно определить прочность от-
дельных естественных агрегатов различных размеров, которые представ-
ляют собой агрегатный структурный уровень организации почв, однако
наиболее близкими к естественным будут величины прочности, опреде-
ленные в монолитных образцах.
Рис. XVI.17. Зависимость прочности паст гумусированных горизонтов
различных почв от влажности
Методика определения прочности агрегатов на пластометре
Ребиндера
Пластометр Ребиндера (см. рис. XVI.14) позволяет определять проч-
ность как воздушно-сухих агрегатов, так и увлажненных. Агрегат необ-
ходимого размера помещают на подставку на правой чашке весов и урав-
новешивают. Конус подводят к поверхности агрегата, после чего начи-
нают прикладывать нагрузку в виде гирь на левую чашку весов до тех
пор пока агрегат не разрушится или конус не достигнет поверхности под-
ставки. Расчет прочности ведут по формуле Ребиндера (XVI.22).
На рис. XVI.18 показаны зависимости прочности паст и агрегатов
дерново-подзолистой почвы от влажности.
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
503
Рис. XVI.18. Прочность паст и агрегатов дерново-подзолистой почвы в зависимо-
сти от влажности
Как видно из рисунка прочность агрегатов значительно ниже прочно-
сти паст, что собственно и следовало ожидать, так как прочностные свой-
ства в первую очередь зависят от числа контактов почвенных частиц, а в
пасте их значительно больше, чем в агрегате. Резкое упрочнение в агре-
гатах наблюдается при меньших влажностях, чем в пастах.
Методика определения прочности структуры почвы в естествен-
ном состоянии
Прочность структуры почвы в естественном состоянии будет значи-
тельно больше, чем в почвенных пастах или агрегатах. Чтобы получить
значения прочности почвенной структуры наиболее близкие к условиям
естественного залегания, необходимо проводить измерения непосредст-
венно в поле.
Полевые измерения прочности структуры (твердости) проводят с по-
мощью приборов нескольких конструкций: твердомера Горячкина,
ВИСХОМа (Всесоюзного института сельскохозяйственного машино-
строения), Голубева, Качинского, микропенетрометров и др. В основу
всех твердомеров положен принцип пропорциональной зависимости сте-
пени деформации пружины от сопротивления почвы.
Твердомер Качинского (рис XVI.19) устроен по револьверному типу
-- плунжер погружается в почву силой разжимающейся пружины («Учеб-
ное руководство к полевой практике по физике почв», 1988).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
504
При работе используются два плунжера: цилиндрический (на сдавли-
вание) и конический (на расклинивание).
Описание прибора. Плун-
жер (2) навинчивается на под-
пираемый пружинный пор-
шень, который свободно
скользит внутри цилиндриче-
ского корпуса (1). На корпусе
твердомера нанесена шкала
(3) с миллиметровыми деле-
ниями от 0 до 60. Длина 60 мм
соответствует максимальному
ходу плунжера. Перед работой
плунжер необходимо утопить
в корпусе прибора, что дости-
гается нажатием плунжера на
твердую поверхность. В утоп-
ленном положении плунжер
удерживается защелкой (5).
Нажатием на кнопку защелку
выводят из зацепления, и пру-
жина выталкивает поршень
вперед. В комплекте твердо-
мера имеются пружины, соз-
дающие при максимальной
деформации усилия на плун-
жерв0.6;2;3;4;6;8;12;16;
и 18 кг. Прибор отградуиро-
ван для каждой из прилагаемых пружин и в его комплект входят тариро-
вочные таблицы с ценой миллиметрового деления на шкале корпуса для
каждой прилагаемой пружины. Отсчет делений по шкале упрощается с
помощью подвижного кольца--указателя (5), которым исследователь фик-
сирует на шкале прибора расстояние, пройденное плунжером в почве.
При необходимости, обусловленной твердостью почвы, усилие на плун-
жер меняют перестановкой пружин.
Ход работы. Плунжер утапливают до предела в корпусе прибора, за-
тем прибор устанавливают на поверхность почвы и, придерживая плотно
его головку, нажимают кнопку, выводя из зацепления пружину. Пружина
выталкивает плунжер, который погружается в почву. В таком положении
выдерживают прибор 30 с, а потом, не отпуская головки твердомера и все
еще прижимая его к почве, подвигают кольцо -- указатель до винтов, по-
сле чего, придерживая кольцо, поднимают твердомер и записывают пока-
зания по шкале (показания фиксируются кольцом). Расчет твердости
почвы в килограммах на 1 см2 производится следующим образом: по
Рис. XVI.19. Т
в
е
р
д
о
м
е
рк
о
н
с
т
р
у
к
ц
и
и
Н.А. Качинского: 1 -- стальной корпус при-
бора; 2 -- плунжер; 3 -- шкала; 4 -- подвиж-
ное кольцо (указатель); 5 -- защелка
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
505
прилагаемым к прибору тарировочным таблицам находят, на основании
полученных при определении показаний по шкале твердомера, величину
усилия, затраченного на внедрение в почву плунжера, и относят его к
площади поперечного сечения данного плунжера, которая равна 0.2 см2
(Воронин и др.,1988).
Микропенетрометр МВ-2 (рис. XVI.20).
Этот прибор ВНИИ гидрогеологии и инженерной геологии предна-
значен для полевого и лабораторного измерения сопротивления пенетра-
ции -- расклиниванию песчаных и глинистых пород и почв. Максималь-
ный ход плунжера 26 мм.
Прибор собран в корпусе (1) из
дюралюминиевой трубки, на одном
конце которой закреплен опорный
диск (2) с отверстием для плунжера
(3), на другом -- п
л
а
с
т
м
а
с
с
о
в
а
я
ручка (4). На поверхности трубки
нанесена миллиметровая шкала, на
ее длину в корпусе сделана про-
резь. Через эту прорезь выступает
конец шпильки (6), которой плун-
жер жестко соединен с находя-
щимся внутри трубки подвижным
штоком. На шток надета пружина
(7), регулирующая усилие, затра-
чиваемое на преодоление сопро-
тивления почвы расклиниванию
при погружении в нее плунжера. В
верхней части штока пружина под-
пирается специальной гайкой (8),
вращением которой можно регули-
ровать усилие пружины.
Отсчет глубины погружения
плунжера проводят по миллимет-
ровой шкале с помощью цилинд-
рического ползунка (5) из плекси-
гласа с круговой риской. В началь-
ном положении риска совпадает с
нулевым делением шкалы. При
погружении плунжера в почву шпилька своим концом смещает ползунок
на соответствующее расстояние.
Ход определения. Держа прибор за ручку, прижимают его опорный
диск к выровненной поверхности почвы. При этом плунжер вдавливается
в почву до установления равновесия между силой пружины и силами
Рис. XVI.20. Микропенетрометр
МВ--2:1--к
орпус; 2 -- опорн
ый
диск; 3 -- плунжер; 4 -- пластмассо-
вая ручка; 5 -- цилиндрический пол-
зунок; 6 -- шпилька для соединения
плунжера со штоком; 7 -- пружина;
8 -- регулировочная гайка.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
506
реактивного сопротивления почвы по боковой поверхности конуса. Риска
на ползунке устанавливается против соответствующего деления на шка-
ле. Придерживая ползунок, прибор поднимают и записывают показания
по шкале. Повторность определения 10-кратная.
Для расчета сопротивления пенетрации R0 в кг/см2 пользуются сле-
дующей формулой:
0
2,
mh
PK
R
h
(XVI.25)
где - константа конуса, равная 1.11 для конуса с углом при вершине в
30о и 2.00 -- с углом 17о (прибор снабжен двумя сменными коническими
плунжерами); Kh -- постоянная пружины, характеризующая изменение
нагрузки на конус при растяжении пружины на высоту h, измеряется при
тарировке пружины; Pm -- максимальная нагрузка на конус при наиболь-
шем растяжении пружины (K и Pm берутся из паспорта прибора); h -- глу-
бина погружения конуса (см) (Воронин и др.,1988).
Существуют более современные приборы по измерению сопротивления
пенетрации в полевых условиях, такие как пенетрометры с автоматической
регистрацией данных (фирмы Eijkelkamp, Нидерланды) (рис. XVI.21).
Принцип работы, заключается в следующем: оказывая равное давле-
ние на обе ручки прибора конус вертикально погружают в почву. Пенет-
рометр снабжен встроенным механизмом регистрации скорости погру-
жения. Данные сопротивления почвы при вдавливании конуса сохран я-
ются в устройстве регистрации данных, которые немедленно отражаются
на дисплее (в единицах МПа или Ньютонах) в графике или таблице чис-
ленных значений измеренных данных.
Рис. XVI.21. Пенетрометр фирмы Eijkelkamp (Нидерланды)
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
507
XVI.2.5. Связь физико-механических свойств почв с основной
гидрофизической характеристикой
А.Д. Воронин (1984) установил, что гидрофизические и связанные с
ними механические и реологические свойства почв являются функциями
структуры почв, поскольку обусловлены как кривизной поверхности раз-
дела твердой части с жидкой, так и жидкой с газообразной. Эти характе-
ристики зависят от особенностей структуры почв и отражаются в кривых
водоудерживания, поэтому последние и можно использовать для опреде-
ления важнейших агрофизических и гидромелиоративных характеристик.
При изменении содержания жидкой фазы почв термодинамическое
состояние системы проходит через ряд предельных состояний равнове-
сия, которые можно рассматривать как критические состояния (рис.
XVI.22). Они связаны с изменением соотношения между силами, дейст-
вующими на воду в почве. Это молекулярные и электростатические силы,
исходящие от ее твердой фазы (Воронин, 1990).
Рис. XVI.22. Основная гидрофизическая характеристика почв (Шеин, 2005)
Первое предельное состояние равновесия наступает при толщине
водной пленки >10Ао. На термодинамическое состояние воды в этом слое
существенное влияние оказывает положительная кривизна поверхности
раздела между жидкой и газовой фазами, так как при данной толщине
слоя она практически параллельна поверхности твердых почвенных час-
тиц. А.Д. Ворониным (1984) установлено, что эта зависимость в полуло-
гарифмических координатах линейна и имеет вид:
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
508
I
pF 5.21 3W
,
(XVI.26)
где pF --матричный потенциал почвенной влаги, логарифм см водн. стол-
ба; WI -- соответствующая ему влажность в г/г; 5.21 -- точка пересечения
прямой с осью pF.
Влагу до I критического потенциала А.Д. Воронин (1990) характери-
зует как адсорбированную прочносвязанную.
Наши исследования прочностных свойств почвенной структуры по-
казали (рис. XVI.23), что в области I критического потенциала наблюда-
ется максимальная прочность, как почвенных паст, так и агрегатов. Это
показало изучение прочности почвенных паст и отдельных агрегатов на
пластометре Ребиндера в процессе иссушения. Для различных почв эта
величина варьирует в гумусовых горизонтах от 2 до 6.3 кг/см2, в горизон-
тах В -- от 3 до 10 кг/см2. Почва при этом переходит из упруго-хрупкого в
хрупкое состояние.
Рис. ХVI.23. Основная гидрофизическая характеристика, кривые прочности поч-
венной пасты и агрегатов в зависимости от влажности
Второе предельное состояние равновесия наступает при влажности,
когда толщина водной пленки увеличивается до тех пор, пока не достиг-
нет устойчивой толщины, обусловленной совместным действием диспер-
сионных и электростатических сил.
В.А. Капиносом (1987) с помощью деривативной термогравиметрии
и кривых скорости сушки установлено, что II критическое состояние опи-
сывается следующим уравнением:
II
pF 2.18 15W
,
(XVI.27)
где WII -- влажность почвы во втором критическом состоянии; 2.18 -- точ-
ка пересечения прямой с осью pF.
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
509
Воронин (1990) предполагает, что в области между I и II критически-
ми потенциалами находится пленочная рыхлосвязанная влага. В области
II критического потенциала находятся значения влажности соответст-
вующие величинам влажности влаги завядания (ВЗ), определенные мето-
дом вегетационных миниатюр В.А. Капиносом (1987). Это позволило Во-
ронину (1990) считать ВЗ почвенно-гидрологической «константой», нахо-
дящейся в тесной зависимости от физического состояния почвы.
Наши исследования прочности почвенных паст и агрегатов (рис.
ХVI.23) показали, что в области II критического потенциала наблюдается
перелом в ходе кривых прочности, т.е. в этой области начинается резкое
упрочнение почвенных связей. Это явление служит еще одним доказа-
тельством, что ВЗ является почвенно-гидрологической «константой».
Значения прочности структуры в области II критического потенциала
варьируют в гумусовых горизонтах различных почв от 2 до 4 кг/см2, а в
горизонтах В -- от 1.3 до 6.7 кг/см2.
III критический потенциал на кривой ОГХ (Воронин, 1990) соответ-
ствует такому количеству влаги, при котором влага из толстых пленок
частично перетекает под мениски до тех пор, пока не установится равно-
весие между ее толщиной и кривизной сосуществующих с ней менисков.
Это третье критическое состояние описывается следующей зависим о-
стью:
III
pF 2.18 3W
,
(XVI.28)
С областью III критического состояния связано много физических
свойств (Воронин, 1990). В этой области вода находится преимуществен-
но в виде пленок, переходящих на контактах между почвенными части-
цами в вогнутые мениски с достаточно большой кривизной, которые обу-
славливают развитие в этих точках сравнительно больших контракцион-
ных сил, прочно удерживающих частицы. Вероятно этим и обусловлен
небольшой пик на кривой прочности почвенной пасты в области III кри-
тического потенциала (рис. XVI.23). При переходе через это критическое
состояние в случае сушки почва начинает вести себя как хрупко-упруг ое
тело. В случае увлажнения происходит слияние менисков, уменьшаются
контракционные силы, силы сцепления ослабевают, резко увеличивается
площадь контактных менисков, что приводит к возможности смещения
частиц относительно друг друга без нарушения связи между ними. Почва
начинает вести себя как пластичное тело. Таким образом, влажность поч-
вы в области III критического потенциала это влажность предела пла-
стичности. Прочность структуры почвенных паст в гумусовых горизон-
тах варьирует от 0.8 до 2.4 кг/см2, а в горизонтах В -- от 0.9 до 1.5 кг/см2 в
зависимости от типа почв.
Область IV критического состояния соответствует области преобла-
дания капиллярных сил. Почва при этом ведет себя как пластичное тело
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
510
вплоть до V критического потенциала. Параметры, характеризующие это
критическое состояние, подчиняются зависимости (Воронин, 1990):
IV
pF 2.18 W
,
(XVI.29)
К области IV критического состояния относится наименьшая влаго-
емкость. При данной влажности прочность структуры почвенных паст в
гумусовых горизонтах колеблется от 0.5 до 1.2 кг/см2, в горизонтах В -- от
0.4 до 1.1 кг/см2 в зависимости от типа почв.
Рис. XVI.24. Механическая прочность почвенных паст в областях критических
потенциалов ОГХ: а) гумусовые горизонты; б) горизонты В
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
511
V критическое состояние Воронин (1990) определял, проводя из
точки 2.18 на оси логарифмов матричных давлений почвенной влаги пря-
мую, параллельную оси влажности до пересечения с кривой ОГХ.
В области пересечения прямой с ОГХ находится пятое критическое со-
стояние или предельное равновесие между менисками с отрицательной
кривизной, плоской пленкой и гравитационными силами. При увлажне-
нии выше влажности V критического потенциала, гравитационные силы
начинают преобладать над капиллярными и почва переходит в состояние
текучести. Прочность почвенных паст в V критическом состоянии очень
незначительна и колеблется 0.2 до 0.6 кг/см2.
При переходе от пятого к первому критическим потенциалам (рис.
XVI.24 а, б) в гумусовых горизонтах прочность нарастает постепенно, в
отличие от горизонтов В, в которых это происходит резко. Прочность
здесь достигает больших величин. В этом проявляются структурные осо-
бенности почв.
Таким образом, характерные участки изменения прочности межчас-
тичных связей почвенных паст находятся в соответствии с реологиче-
ским состоянием почвы и критическими потенциалами ОГХ. Анализ
кривых прочности почвенных паст позволяет количественно оценить
степень взаимодействия почвенных частиц друг с другом. Различный
характер нарастания прочности паст от пятого к первому критическим
потенциалам в гумусовых горизонтах и горизонтах В отражает структур-
ные особенности исследуемых почв.
XVI.2.6. Набухание
Набухание -- увеличение объема почвы и грунта в процессе увели-
чения влажности. В результате гидратации почвенн ых частиц на их по-
верхности образуются оболочки рыхло связанной воды, уменьшаются
силы сцепления между ними, происходит отдаление их друг от друга, что
приводит к увеличению общего объема почвы.
Набухание наиболее выражено в слабосцементированных переуп-
лотненных глинистых грунтах, формирующихся в условиях засушливого
климата и содержащих глинистые минералы с подвижной кристалличе-
ской решеткой (типа монтмориллонита), а также органические вещества.
Оно в основном характерно для грунтов с коагуляционными и пере-
ходными типами контактов (Трофимов и др., 2005).
Набухание обусловлено капиллярными, осмотическими и адсорбци-
онными процессами поглощения почвой влаги. При гидратации посте-
пенно увеличивается влажность грунта, возрастает толщина водных пле-
нок вокруг частиц и одновременно растет толщина двойного электриче-
ского слоя (ДЭС), что приводит к проявлению сил расклинивающего
давления между частицами, вызывающих разрушение структурных свя-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
512
зей между ними, их разъединение и увеличение объема системы в целом.
Существует концепция, связывающая набухание с разностью свободных
энергий воды в почве. В почвах, поверхностная энергия которых выше,
вероятно, следует ожидать более сильного проявления процесса набухания
(Сапожников, 1985). В набухших дисперсных грунтах преобладают коагу-
ляционные контакты, наблюдаются переход из твердой консистенции в
пластичную и снижение в несколько раз прочностных характеристик.
Способность почв и грунтов к набуханию можно охарактеризовать
степенью набухания (εsw), влажностью свободного набухания (wsw) и дав-
лением набухания (psw). Кинетика процесса набухания характеризуется
скоростью набухания (vsw) и периодом набухания (tsw).
Степень набухания (εsw) равна отношению абсолютной деформации
образца, свободно набухшего в условиях невозможности бокового рас-
ширения (Δh), к первоначальной высоте образца с исходной влажностью
(h0); измеряется в % или долях единицы:
0
swh
h
(XVI.30)
По этому показателю, согласно ГОСТ 25100-95, к набухающим отно-
сят грунты при εsw≥0.04.
Влажность свободного набухания (wsw) -- это конечная влажность образ-
ца, полностью набухшего без возможности бокового расширения и какого-
либо внешнего ограничения (без давлени я на образец); измеряется в %. При
набухании грунта под внешним давлением определяется конечная влаж-
ность набухшего образца, соответствующая определенному давлению.
Давление набухания (psw) -- это то давление, которое грунт оказывает
на внешнее ограничение в процессе своего набухания. Численно оно рав-
но противодавлению, при котором εsw= 0; измеряется в МПа.
Скорость набухания (vsw) определяется как отношение /
swt
;она
является переменной величиной в процессе набухания. При оценке Δεsw в
долях единицы скорость набухания измеряется в с-1 или мин-1.
Периодом набухания (tsw) называется время, в течение которого за-
вершается процесс набухания образца грунта и скорость становится рав-
ной нулю; измеряется в единицах времени.
Согласно СП 11-105-97, грунты подразделяются по величине относи-
тельной деформации свободного набухания на ряд категорий (таблица
XVI.5).
Среди факторов влияющих на набухание почв, выделяют внутренние
и внешние. К внутренним факторам относятся: химико-минеральный со-
став почвы, структурно-текстурн ые ос обен ности, начальные плотность и
влажность, состав и концентрация электролита порового раствора, об-
менные катионы.
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
513
Таблица XVI.5
Подразделение грунтов по набуханию (по СП 11-105-97)
(Трофимов и др., 2005)
Категория грунтов
Относительная деформа-
ция набухания, εsw Давление набухания,
МПа
Ненабухающие
Слабонабухающие
Средненабухающие
Сильнонабухающие
<0.04
0.04-0.08
0.08-0.12
>0.12
<0.02
0.02-0.09
0.09-0.17
>0.17
Минеральный состав является одним из важнейших внутренних фак-
торов набухания. Влияние состава почв и грунтов на процесс набухания
связано главным образом с величиной их удельной поверхности, а также
количеством и видом обменных ионов, т.е. с величинами их поверхност-
ной и ионной активности. Чем выше удельная поверхность глин и глини-
стых минералов, больше их емкость обмена и «степень диссоциации»
обменных ионов (катионов), тем выше набухаемость таких грунтов. Сле-
довательно, по способности глинистых минералов к набуханию их можно
расположить в ряд: монтмориллонитовые > гидрослюдистые > каолини-
товые. При близких величинах удельной поверхности и емкости обмена
набухаемость глинистых грунтов определяется валентностью обменных
катионов и величиной их радиуса. Так влажность свободного набухания
Na-формы монтмориллонитовой глины составляет около 900-920%, а Ca-
формы той же глины -- всего 180-190%. По влиянию на набухаемость
глин ионы выстраиваются в следующий ряд:
Li+>Na+>NH4+>K+>Mg2+>Ca2+>AL3+>Fe3+.
Таким образом, чем ниже валентность катиона и меньше его радиус
при одной и той же валентности, тем менее значительно его взаимодей-
ствие с поверхностью минерала, больше «диссоциация» и выше «осмоти-
ческое» набухание грунта в целом. Роль обменных катионов возрастает
при набухании минералов с раздвижной кристаллической решеткой (типа
монтмориллонита), обладающих внутрикристаллическим набуханием и
большой емкостью обмена.
Структурно-текстурные особенности глин также сильно влияют на
набухаемость, прежде всего через дисперсность и характер структурных
связей (рис. XVI.25).
В естественном сложении наиболее сильно набухают грунты с коагу-
ляционными и переходными связями, менее набухают -- с фазовыми. На-
рушение естественных, природных связей обычно приводит к увеличе-
нию набухания. Наибольшая набухаемость характерна для высокодис-
персных глин, тогда как супесям и легким суглинкам набухаемость не
присуща. Набухаемость растет с увеличением содержания в грунте час-
тиц глинистой и коллоидной фракции.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
514
Рис. XVI.25. Влияние структурных связей на набухание глинистых грунтов в
природном (1) и нарушенном (2) сложении: а -- с коагуляционными контактами; б
-- с переходными; в -- с фазовыми контактами (Осипов, 1979) (цит. по Трофимову
и др., 2005)
Методы определения
Из методов определения степени набухания наиболее распространен
метод Васильева -- испытуемый образец почвы или грунта помещается в
металлическое кольцо между перфорированн ыми п ластинками, степень
набухания точно фиксируется индикатором (мессурой).
В настоящее время промышленностью выпускается серийно прибор
ПНГ.
Основной частью прибора
(рис. XVI.26) является металли-
ческое кольцо высотой 10 мм
(3) с насадкой (4), которая с
одной стороны заточена под
углом 60°, с другой имеет вы-
ступ, обеспечивающий укреп-
ление на кольце. Кольцо плотно
надевается на перфорированное
донце (1). К донцу с помощью
винтов (2, 8) прикрепляется
скоба (6). Скоба удерживает
кольцо в строго фиксированном
положении и является центри-
рованной (по отношению к
кольцу) опорой для индикато-
ра (7), ножка которого сво-
бодно опускается на верхний
подвижный перфорированный
поршень (5).
Порядок проведения опыта.
Кольцо с насадкой заполняют
грунтом путем постепенного
вдавливания в грунт. Кольцо с
Рис. XVI.26. Прибор для определения
набухания почв и грунтов
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
515
образцом вынимают ножом, срезают излишки и зачищают торцевые по-
верхности. Осторожно отделяют от кольца насадку, а образец аккуратно
срезают по плоскости вровень с краями кольца. Кольцо с образцом взве-
шивают и, надев вновь насадку, устанавливают на перфорированное дон-
це диска, покрытое кружком фильтровальной бумаги. Поверхность об-
разца сверху также покрывают фильтром и опускают на нее поршень.
Закрепив винтами скобу, устанавли вают индикатор так, чтобы ножка его
касалась головки поршня.
Собранный прибор помещают в ванночку. Записывают показания
индикатора до опыта. В ванночку наливают воду так, чтобы донце, на
котором установлено кольцо, было полностью затоплено. Отмечают вре-
мя заливки воды в ванночку и следят за показаниями мессуры, записывая
их через 1, 2, 3, 5, 10. 20, 30, 40, 50 мин, 1 ч. Далее через каждый час в
течение суток, в последующие сутки два раза в день (утром и вечером).
Опыт считается законченным, если показания индикатора за последние
двое суток разнятся на 0.01 мм. Вода, используемая в опыте, должна по
составу соответствовать природной воде или следует применять дистил-
лированную воду.
Закончив опыт, прибор разбирают, кольцо с набухшим образцом по-
мещают в фарфоровую чашку, взвешивают и высушивают до постоянно-
го веса в сушильном шкафу при температуре 105-110ºС. Рассчитывают
влажность набухания.
Расчет степени набухания и влажности набухания производят по выше-
приведенным формулам. Кинетику набухания можно изобразить графиче-
ски, откладывая по оси ординат степень набухания, а по оси абсцисс -- время.
В таблице XVI.6 приведены данные по набуханию и влажности набу-
хания некоторых почв.
В соответствии с вышеприведенной классификацией по степени на-
бухаемости грунтов исследованные почвы характеризуются следующим
образом: дерново-подзолистая почва -- верхние горизонты --ненабухающие,
нижние -- слабонабухающие; серые лесные -- слабонабухаюшие; чернозем
типичный мощный целинный -- сил
ьнонабующий, чернозем т
ипич
ный
мощный под с. -х. пашней и паром -- средненабухающий. (Вадюнина, Кор-
чагина, 1986)
XVI.2.7. Усадка
Под усадкой почвы или грунта понимают уменьшение объема их при
высыхании. Предел усадки соответствует полному удалению воды из
почвы и переходу из полутвердой в твердую консистенцию. Усадка зави-
сит от тех же факторов, что и набухание. Причинами уменьшения объема
грунтов при их обезвоживании является уменьшение толщины водных
пленок вокруг частиц, постепенное сближение частиц и преобразование
при этом коагуляционных контактов в точечные или переходные. За счет
этого объем грунта и его пористость постепенно уменьшаются.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
516
Таблица XVI.6
Данные по набуханию и влажности набухания некоторых почв
Почва
Горизонт,
глубина, см
h,%
W,%
Ап (0-20)
2.71
47.1
E (30-40)
0.20
29.7
В (50-120)
4.10
43.5
Дерново-подзолистая
легкосуглинистая
(Московская область)
ВС (12---150) 4.30
52.0
Ап (0-25)
5.67
47.1
В1 (40-68)
7.00
49.4
Серая лесная
остаточно-карбонатная
Владимирского ополья
В2 (68-100)
8.48
52.7
Ап (0-22)
4.7
50.7
Аh (22-35)
5.01
65.8
АЕ (35-45)
4.18
49.6
ЕВ (45-80)
4.5
44.7
Серая лесная со 2
Гумусовым горизонтом
Владимирского ополья
В1 (80-100)
5.25
51.4
Чернозем типичный мощный, це-
лина
А1(10-15)
15.7
80.5
А1 (10-15)
8.05
55.6
А (40-50)
15.8
65.7
Чернозем типичный мощный, с. -х.
пашня
ВС (140)
8.5
60.4
Ап (10-15)
8.8
51.9
Чернозем типичный мощный,
«вечный» пар
А (50-55)
14.2
58.1
Усадку почв и грунтов характеризуют следующими показателями:
относительной линейной усадкой (εsh); относительной объемной усадкой
(bsh); влажностью на пределе усадки (wsh); коэффициентом усадки (βsh)
(Сергеев, 1971).
Относительной линейной усадкой (εsh) называется отношение абсо-
лютной линейной деформации усадки образца (Δh) по высоте к его на-
чальной высоте, измеряется в % или долях единицы.
0
shh
h
(XVI.31)
Относительной объемной усадкой (bsh) называется отношение абсо-
лютной объемной деформации усадки образца (ΔV) к его начальному
объему (V0); измеряется в % или долях единицы.
0
shV
bV
(XVI.32)
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
517
Влажностью на пределе усадки (wsh) называется такая влажность
почвы, ниже которой усадки ее не происходит; измеряется в % или доля
единицы.
Формирование усадки почвы или грунта по мере его обезвоживания
во времени является стадийным процессом. Выделяют четыре этапа
усадки, отличающиеся друг от друга, как интенсивностью усадки, так и
степенью и характером обезвоживания грунтов.
Стадия структурной усадки (рис. XVI.27, участок I). В самый ран-
ний период дегидратации почвы при полном водонасыщении происходит
потеря воды при осушении крупных пор, но изменение объема порового
пространства (ΔV) к изменению влажности (ΔW) невелико, ΔV/ΔW << 1.
Вода выходит из крупных пор, а структура почвы, объем ее порового
пространства изменяется мало.
Стадия нормальной или линейной усадки (рис. XVI.27, участок II).
При последующем обезвоживании почвы происходит пропорциональное
и значительное изменение влажности и объема почвы в результате испа-
рения оставшейся части свободной воды, ΔV/ΔW = 1. Считается, что ста-
дия нормальной усадки характерна для широкого диапазона влажности
примерно от влажности предела текучести до влажности предела пла-
стичности (Трофимов, 2005; Шеин, 2005).
Рис. XVI.27. Кривая усадки: изменение относительного объема почвы от влажно-
сти с соответствующими этапами; пунктирная прямая характеризует нормальную
усадку (по Е.В. Шеину, 2005).
Стадия остаточной усадки (рис. XVI.27, участок III). соответствует
началу появления непосредственных контактов частиц друг с другом. На
этой стадии процесс дегидратации переходит в безусадочную стадию.
Изменение объема порового пространства заметно снижается
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
518
ΔV/ΔW <<1. Заканчивается эта стадия усадки при влажности близкой к
влажности максимальной адсорбционной влагоемкости (МАВ).
Предельная усадка: такая влажность грунта, при которой изменение
объема не происходит, ΔV/ΔW < 0.5.
Иногда выделяется последняя стадия -- «сухое» набухание -- характе-
ризующееся небольшим увеличением объема за счет прекращения «сдав-
ливающего» действия тонких капилляров воды.
Изменение объема наиболее сильно происходит на стадии нормаль-
ной усадки.
Среди факторов, влияющих на усадку грунтов, выделяют внутренние
и внешние. К внутренним относятся: химико-минералогический состав
грунта, структурно-текстурные особенности, начальные плотность и
влажность, состав и концентрация порового раствора, обменные катионы,
количество и состав органического вещества почвы (например, соотно-
шение гидрофильных и гидрофобных компонентов гумусовых веществ).
К внешним факторам относятся: цикличность усадки-набухания, внешнее
ограничивающее давление, температура (режим сушки) и др.
В процессе усадки в грунте возникают различные напряжения, дейст-
вующие на контактах частиц. Вследствие неравномерности их действия в
грунте образуются трещины. Неравномерные напряжения в почве возни-
кают там, где проявляется наибольшая скорость испарения влаги, т.е.
вблизи свободной поверхности почвы. Поэтому трещины усадки форми-
руются в основном с поверхности, а затем продвигаются вглубь образца
(Сергеев, 1971; Трофимов, 2005).
Усадка паст в несколько раз выше усадки образцов с естественными
структурными связями при одинаковой начальной пористости или влаж-
ности образцов. Естественные структурные связи препятствуют уплотне-
нию грунта при усадке, тогда как в пасте частицы могут свободно пере-
мещаться относительно друг друга и образовывать более плотные струк-
туры (Сергеев, 1971).
Методы определения
Воздушно-сухой образец почвы измельчают в ступке с пестиком с
резиновым наконечником и просеивают через сито с отверстиями диа-
метром 1 мм (Гольдштейн, 1973). Подготовленный образец смешивают с
водой до состояния густой пасты, выдерживают сутки в закрытом сосуде
над водой (для полного набухания) и определяют влажность пасты. Сы-
рую почву помещают в металлическую формочку размером 5×3×2 см,
предварительно смазав стенки тонким слоем вазелина. При отсутствии
специальных формочек можно использовать крышки от алюминиевых
бюксов. Поверхность почвы в формочке тщательно выравнивают и фор-
мочку многократно постукивают, пока из почвы не перестанут выходить
пузырьки воздуха. После этого образец медленно высушивают на возду-
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
519
хе, до тех пор пока его поверхность не посветлеет. Затем образец досу-
шивают в сушильном шкафу при 105°С. Объем высушенного образца
измеряют методом парафинирования.
Усадку рассчитывают по формулам:
12
1
×100;
уll
ll
12
1
×100;
уVV
VV
12
1 100( ) ×100
у
VV
WWp
, (XVI.33)
где lу -- линейная усадка, %; Vу -- объемная усадка, %; Wу -- влажность
усадки, %; l1 -- длина диагоналей сырой почвы, см; l2 -- длина диагоналей
почвы после усадки, см; V1 -- первоначальный объем почвы, см3; V2 --
объем почвы после усадки, см3; W1 -- начальная влажность, %; p -- масса
сухой почвы после усадки.
Для построения графика усадки следует параллельно высушивать не-
сколько образцов (пять, шесть) и по мере высыхания на воздухе опреде-
лять объем и влажность сначала одного из них, через 5-6 с -- следующего
и т.д. Объем определяют также перед помещением в сушильный шкаф и
после высушивания в шкафу.
Существует метод изучения зависимости между уменьшением объе-
ма почвы и содержанием в ней воды с использованием препарата «Са-
ран» F-310 для фиксирования капиллярно насыщенных агрегатов и фраг-
ментов почвы с ненарушенным сложением, который существенно рас-
ширяет исследовательские возможности (Воронин, 1984, Сапожников,
1985). Пленка из этого препарата, фиксируя капиллярно насыщенный
образец почвы, свободно пропускает парообразную воду при сушке об-
разца, но препятствует проникновению через нее жидкой воды. Это дает
возможность одновременного наблюдения за потерей воды из образца и
уменьшением его объема путем погружения его в воду и измерения ее
вытесненного объема.
Основным методом получения кривой усадки агрегатов является ке-
росиновый метод, который подробно описан в главе II.
XVI.2.8. Липкость
Липкость -- способность почвы прилипать к поверхности различных
предметов. Липкость обусловлена взаимодействием твердой фазы почвы
с различными предметами через пленку воды. При этом вода, с одной
стороны взаимодействует с частицами почвы, с другой -- с поверхностью
соприкасающегося предмета.
Липкость почвы наиболее полно характеризуют три показателя, ко-
торые определяют по зависимости липкости от влажности (рис. XVI.28):
влажность начального прилипания, влажность максимального прилипа-
ния и максимальная липкость. Величина липкости измеряется усилием
в г на 1 см2, требующимся для отрыва от почвы прилипшего к ней диска
или пластины и выражается в единицах давления -- МПа, кг/см2, Н/см2.
Липкость почвы зависит от ее гранулометрического, химического и
минералогического состава, от структуры и влажности. Почвы глинистые
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
520
и бесструктурные сильнее прилипают, чем легкие по гранулометриче-
скому составу или структурные глинистые.
Проявление липкости почв по мере увеличения их влажности состоит
в следующем: на ранней стадии смачивания поверхности почвенных час-
тиц молекулы воды прочно адсорбируются поверхностью, и поэтому при
соприкосновении такой системы с посторонним предметом она не в со-
стоянии смачивать его. При увеличении влажности в почве появляется
связанная вода полимолекулярной адсорбции, которая при увеличении
внешнего давления, переходит в менее связанную воду, способную взаи-
модействовать с посторонними предметами, что приводит к появлению
липкости. По мере дальнейшего увлажнения почвы происходит улучше-
ние условий контакта. При влажности максимальной молекулярной вла-
гоемкости сцепление почвенных частиц возрастает в результате наиболее
полного развития капиллярных сил. Это приводит к значительному уве-
личению липкости, так как при данной влажности капиллярные мениски
могут сформироваться и в местах контакта штампа с почвой. При после-
дующем увеличении влажности липкость почв довольно резко падает,
что объясняется уменьшен ием их структурной прочности из-за резкого
сокращения количества капиллярных менисков в результате заполнения
капилляров поровым раствором и перехода почвы из трехфазного в
двухфазное состояние.
Рис.XVI.28. Зависимость липкости почвы от влажности: влажность начального
прилипания (1), влажность максимального прилипания (2) и максимальная ли п-
кость (3) (Трофимов, 2005)
При прочих равных условиях наибольшая липкость характерна для
высокодисперсных глин (монтмориллонитового и гидрослюдистого со-
става). С уменьшением дисперсности параметры липкости также снижа-
ются. Влияние обменных катионов на липкость наиболее сильно прояв-
ляется в тяжелых глинах монтмориллонитового состава. Наибольшие
параметры липкости имеют глины с одновалентными катионами в об-
менном комплексе, а наименьшие -- с многовалентными.
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
521
Липкость почв зависит от таких внешних факторов, как давление на
штамп, время действия давления. При увеличении давления на штамп
величина максимальной липкости возрастает, а влажность начального и
максимального прилипания снижается. С увеличением длительности
действия нагрузки на штамп величина липкости нелинейно возрастает,
стремясь к некоторому постоянному значению.
Методика определения липкости.
Для определения липкости пользуются приборами В.В. Охотина,
Н.А. Качинского и других. В почвенных лабораториях чаще пользуются
прибором конструкции Н.А. Качинского.
Прибор Качинского (Вадюнина, Корчагина, 1986) (рис. XVI.29) пред-
ставляет собой видоизмененные технохимические весы, правая чашка
которых заменена специальным подвесным стержнем 10, заканчиваю-
щимся диском 11 площадью 10 см. Диск и стержень уравновешиваются
правой чашкой весов 4 и алюминиевым стаканчиком определенной мас-
сы 5. Подвесной стержень имеет винтовое крепление 9, что позволяет
изменять его длину. Коромысло прибора поставлено на неподвижную
колонку 2, укрепленную на металлическом основании, и, таким образом
имеет постоянную высоту. Опорой для призм коромысла служит сталь-
ная «подушка» верхней части колонки. Тяга внутри колонки поднимает и
опускает арретир 1.
Рис. XVI.29. Прибор Качинского для определения липкости почвы: 1 -- арретир;
2 -- колонка; 3 -- стрелка; 4 -- правая чашка весов; 5 -- стаканчик; 6 -- тарировочный
груз; 7 -- коромысло; 8 -- серьги; 9 -- винтовое крепление; 10 -- стержень; 11 -- диск;
12 -- формочки; 13 -- диски; 14, 15 -- гири; 16 -- песочница.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
522
В нерабочем положении коромысло лежит на стойках приподнятого
арретира. При работе арретир опускают, и опорная призма коромысла
ложится на «подушку». Чашки стержень с диском подвешены на коро-
мысло 7 на серьгах 8. На концах коромысла помещены тарировочные
грузы 6, а в центре укреплена стрелка 3, с помощью которой производят
отсчет по шкале, расположенной у основания колонки. Прибор установ-
лен на тяжелой металлической плите. В комплект входит несколько дис-
ков 13: стальной, латунный, деревянный, резиновый, используемые в
зависимости от поставленной задачи. К прибору прилагаются гири 14, 15
для дополнения массы диска со стержнем до 200 г и до 500 г. Формоч-
ки 12 для образца почвы имеют сетчатое дно и заостренный верхний
край (чтобы легче врезать их в почву). Определение можно проводить на
образцах нарушенного и ненарушенного сложения. Так как липкость поч-
вы проявляется в определенном интервале влажности, то для установления
начала и конца прилипания исследования начинают с влажности, соответ-
ствующей общей влагоемкости, и продолжают подсушивать почву.
Ход работы. Образец почвы помещают в формочку, на сетчатое дно
которой положен кружок из фильтровальной бумаги. В случае исследо-
вания липкости в поле в формочку берут образец ненарушенного сложе-
ния. При определении липкости почвы нарушенного сложения в формоч-
ку насыпают образец, пропущенный через сито с отверстиями 1--3 мм.
Формочку с образцом почвы устанавливают в ванну с водой для насыще-
ния до общей влагоемкости, после чего переносят на плиту прибора со
стороны диска. На коромысло подвешивают диск и уравновешивают его
с чашкой. Удлиняя или укорачивая подвесной стержень, приводят в пол-
ное соприкосновение диска с почвой. Сверху на диск кладут гирю (выбор
нагрузки определяется задачей исследования). Опускают арретир и вы-
держивают груз 30 с. Диск прилипает к почве. Придерживая рукой стер-
жень, снимают груз. В стаканчик на левой чашке весов из песочницы 16
насыпают тонкой струйкой чистый кварцевый песок до отрыва диска от
почвы. Песок взвешивают. Передвинув формочку и вытерев диск, повто-
ряют определение на новом месте. На одном образце производят пять
определений, среднее из которых служит окончательным результатом.
По отношению массы песка к площади диска рассчитывают липкость
почвы в г/см2. После определения липкости с поверхности образца почвы
берут пробу на влажность. Через определенный промежуток времени на
этом же образце повторяют определения до прекращения прилипания
почвы к диску.
На основании полученных материалов составляют таблицу и график
динамики липкости почвы в зависимости от ее влажности. По оси орди-
нат откладывают липкость в г/см2 (кПа), оси абсцисс -- относительную
влажность.
Н.А. Качинский классифицирует по величине липкости (кПа) при ка-
пиллярном увлажнении на предельно вязкие (>1.5); сильно вязкие (1.5-
0.5); средне вязкие (0.5-0.2); слабо вязкие (0.2-0.05); рассыпчатые (<0.05).
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
523
XVI.2.9. Теплота смачивания
Все протекающие в почвах процессы в той или иной степени связаны
с их поверхностными характеристиками. Одним из показателей поверх-
ностной энергии почв является величина теплоты смачивания.
В процессе связывания воды происходит выделение тепловой энер-
гии, это свойство носит название теплоты смачивания (ТС). Оно было
открыто в начале прошлого столетия французским физиком Клодом Пу-
лье. В процессе гидратации грунтовых частиц молекулы воды при пере-
ходе их в связанное состояние теряют часть своей кинетической энергии,
которая выражается в ограничении свободы их трансляционного движе-
ния. При образовании вокруг грунтовых частиц пленок связанной воды
происходит также уменьшение поверхностной энергии радикалов кри-
сталлической решетки. В результате уменьшения кинетической энергии
молекул воды и поверхностной энергии грунтовых частиц в процессе
смачивания выделяется тепловая энергия. Главную роль при этом играет
изменение кинетической энергии молекул воды. Это дает основание счи-
тать, что величина ТС есть функция количества воды, переходящей в
связанное (прочносвязанное) состояние в процессе гидратации грунта
(Сергеев, 1971).
Между величиной теплового эффекта и химической природой твер-
дого вещества и жидкости существует ясно выраженная связь. При дан-
ной степени дисперсности теплота смачивания тем больше, чем больше
сродство жидкости к данной поверхности, т.е. чем меньше разность по-
лярностей между дисперсной фазой и жидкостью. Поэтому полярные
(гидрофильные) грунты имеют больший тепловой эффект в полярных
жидкостях, например в воде, и небольшой при смачивании углеводоро-
дами (Карпова и др., 1964). Пример такого рода различий тепловых эф-
фектов смачивания некоторых веществ водой и четыреххлористым угле-
родом приведен в табл. XVI.7:
Таблица XVI.7
Теплота смачивания различных веществ водой и четыреххлористым угле-
родом (по И.Ф. Карповой и др., 1964)
Тепловой эффект, кал/г1
Жидкость
глина
кварц
уголь
Вода
12.6
15.6
5.9
Четыреххлористый углерод
1.8
8.1
20.0
ТС характеризует «активность» грунта в процессе гидратации, кото-
рая зависит от его минералогического и гранулометрического состава,
состава обменных катионов и от тех условий, в которых находится грунт.
1 Для перевода в систему СИ (дж/г) величину в калориях надо умножить на 4.186
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
524
Из зависимости между ТС и удельной поверхностью вытекает, что
чем тоньше раздроблено данное вещество, тем выше его ТС. Установле-
но, что верхней границей размера частиц, обладающих ТС, является 0.02
мм. Однако более или менее заметным это явление становится лишь на-
чиная с размера частиц 0.005 мм.
В таблице XVI.8 приведены значения ТС для грунтов различного
гранулометрического состава.
Таблица XVI.8
Теплота смачивания грунтов различного гранулометрического состава
(по Е.М.Сергееву)
Грунты
Теплота смачивания, кал/г
Пески
Супеси
Суглинки
Глины тяжелые
0-1
1-2
2-8
8-26
Для глинистых минералов с жесткой структурой наблюдается линей-
ная зависимость между содержанием глинистых частиц и ТС (Овчаренко,
1969). Для глинистых минералов с раздвижной кристаллической решеткой,
эта зависимость более сложная, что объясняется тем, что в этом случае
вода связывается не только внешней поверхностью глинистых частиц, но и
проникает внутрь между отдельными пакетами. Согласно данным
Ф.Д. Овчаренко (1969), различные глинистые минералы располагаются в
следующий ряд по убыванию ТС: монтмориллонит > бейделлит > галлуа-
зит > монотермит > каолинит > пирофиллит.
Известно, что на величину ТС влияет не только минеральный состав
частиц, но и степень совершенства их внутренней структуры. Так, на-
пример, каолинит со строго упорядоченной структурой характеризуется
меньшим тепловым эффектом по сравнению с каолинитом, структура
которого несовершенна.
ТС обладает и органическая часть почвы. Доказательством этого
служат данные, представленные в таблице XVI.9. После сжигания орга-
нического вещества перекисью водорода величины ТС уменьшились.
Таблица XVI.9
Теплота смачивания некоторых естественных почв до и после обработки
перекисью водорода (по Роде А.А., 1951)
Почвы
Теплота смачивания, кал/г
Чернозем, насыщенный Са
8.18
То же, обработанный Н2О2
6.55
Аллювиальный суглинок, насыщенный Са 4.00
То же, обработанный Н2О2
3.45
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
525
На величину ТС большое влияние оказывает состав обменных катио-
нов. Установлено (Роде, 1965), что ТС образцов грунта, насыщенных раз-
личными катионами, изменяется по следующему ряду:
Mg>Ca>H>Li>Na>K
Эта закономерность соответствует величинам гидратации ионов. Чем
больше гидратированы катионы, находящиеся в поглощенном состоянии,
тем больше ТС грунта.
Однако считается, что гидратация обменных катионов в связывании
воды и в выделении ТС играет второстепенную роль, главную же роль
играет связывание воды самой поверхностью частиц (Роде, 1965). В та-
ком случае, количество связываемой воды должно находится в каком-то
простом соотношении с величинами максимальной гигроскопичности.
Влажность почвы при которой ТС делается равной 0 -- это прочно свя-
занная влага (максимальная адсорбционная влагоемкость МАВ). Иссле-
дованиями Роде А.А. (1951) установлено, что отношение максимальной
гигроскопической влаги к МАВ равно 1.6.
Величина ТС в целом характеризует активность взаимодействия
твердой компоненты грунта с водой, т.е. характеризует гидрофильность
грунта.
Для дисперсных систем рекомендуют применять метод оценки гидро-
фильности по отношению интегральной теплоты смачивания -- Q к количе-
ству влаги А, сорбированной дисперсным материалом в условиях, когда
дифференциальная теплота смачивания близка к нулю, т.е. при P/P0 = 0.90 --
0.94. При этом θ/А -- 900 кал/моль можно считать условной границей между
гидрофильными и гидрофобными материалами (Думанский, 1940).
Обычно ТС относят к единице массы твердых адсорбентов, тогда как
следовало бы относить его к единице поверхности. Чтобы получить срав-
нимые величины нужно знать степень дисперсности и удельную поверх-
ность (для исключения влияния удельной поверхности). Ребиндером был
предложен коэффициент , дающий термическую характеристику
(
)
теплота смачивания водой
теплота смачивания бензолом гексаном
.
Коэффициент фильности β не зависит от степени дисперсности грун-
та, если последняя одинакова при смачивании обеими жидкостями. Для
гидрофильной поверхности β>1, для гидрофобной β< 1. Все глинистые
грунты относятся к гидрофильным веществам. Для монтмориллонитовых
глин, по данным Ф.Д. Овчаренко, величина β близка к 3, а у каолинитов --
около 2. Наши исследования ТС некоторых почв показали следующие
величины фильности (табл. XVI.10).
Так как все глинистые грунты относятся к гидрофильным веществам,
независимо от содержания органического вещества, исследованные нами
почвы по показателю коэффициента фильности β оказались больше еди-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
526
ницы и относятся к гидрофильным веществам. Мы можем судить только
о большей или меньшей степени гидрофильности.
Таблица XVI.10
Теплота смачивания некоторых типов почв в воде и бензоле
Почва
ТС,
кал/г в воде
ТС,
кал/г в бензоле Коэффициент
фильности β
Чернозем (Курская обл.)
А1 (10-15)
9.22
6.12
1.51
Чернозем (Курская обл.)
ВС (140-150)
5.13
4.57
1.12
Серая лесная (Владимир-
ская обл.) Ап (0-25)
5.65
3.81
1.48
Вертисоль (Тунис)
14.65
12.76
1.12
Активированный уголь
12.85
25.37
0.5
Методика определения и расчеты
Для измерения ТС пользу-
ются калориметрами самых
разнообразных конструкций. В
качестве примера приведем
метод определения ТС на кало-
риметре типа ОХ12К. Схема
калориметра приведена на рис.
XVI.30.
Прибор состоит из трех ем-
костей (4), стакана и трех сосу-
дов, основания (5), мешалки
(3), закрепленной на выходном
валу электродвигателя, трубки
(1), термометра (2), воронки (6).
Внутренний стакан, в который
заливается испытуемая жид-
кость, установлен без крышки в
среднем сосуде. Средний сосуд,
выполненный из органического
стекла имеет крышку (7).
Крышка (8) имеет три проход-
ных отверстия, через которые
вводятся во внутренний стакан
термометр, мешалка и воронка.
Наружный сосуд предназначен для термоизоляции внутренних стаканов,
Рис. XVI.30. Калориметр типа ОХ12К
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
527
он заполняется дистиллированной водой. Принцип работы прибора осно-
ван на сохранении заданной температуры испытуемых реагентов при их
взаимодействии.
Подготовка образца состоит в следующем: почву растереть в ступке,
просеять через сито с отверстиями диаметром 1 мм, взять навески по 20 г
в бюксы и просушить в сушильном шкафу в течение 10 ч. После охлаж-
дения взвесить с точностью до 0.001 г.
Измерение ТС проводят в следующем порядке: оставляют подготов-
ленную к опыту жидкость (50 мл) во внутреннем стакане на 2--3 ч. при
определенной температуре, чтобы в приборе установилось температур-
ное равновесие, или заливают во внешний и внутренний сосуды воду
определенной температуры из термостата. Включают мешалку. Наблю-
дают температурный ход прибора, т.е. изменение показаний термометра
во времени в течение 5--10 мин. Далее высыпают образец почвы через
воронку во внутренний стакан с жидкостью. При смешивании почвы с
водой выделяется теплота и температура повышается. Отмечают макси-
мальное значение на термометре, после этого делают еще 10 отсчетов
через каждую минуту, и опыт считается законченным.
Таблица XVI.11
Измерение температуры в калориметре
До опыта
Во время опыта
После опыта
Отсчет Показания
термометра Отсчет Показания
термометра Отсчет Показания
термометра
123456789
10
20.5
20.5
20.45
20.45
20.40
20.40
20.35
20.35
20.30
20.30
123456
20.3
21.5
21.5
21.5
21.4
21.4
123456789
10
21.4
21.40
21.35
21.35
21.30
21.30
21.25
21.20
21.15
21.10
При расчете учитывают максимальное показание термометра, в на-
шем примере 21.5о. Температурный скачок 21.5--20.3=1.2. Однако истин-
ное повышение температуры tn было более высоким, так как во время
опыта система теряла часть тепла на излучение в окружающую среду.
Поправку на излучение считают следующим образом: берут среднее зна-
чение из средних изменений температуры до оп ыта и после опыта, в на-
шем примере поправка на излучение до опыта -- (20.5--20.3)/10=0.02; по-
сле опыта -- (21.4--21.1)/10=0.03, среднее значение -- (0.02+0.03)/2=0.025.
Таким образом, истинное повышение температуры в термостате за счет
выделения ТС: tn =1.2+0.025=1.225оС.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
528
Теплота смачивания почвы рассчитывается по следующей формуле:
kn
с
Kt
Q
P
,
(XVI.34)
где tn -- истинное повышение температуры, Pc -- масса абсолютно сухой
навески, Kk -- теплоемкость калориметра.
Теплоемкость калориметра Kk равна суммарному значению теплоем-
костей всех деталей прибора: Кк = (теплоемкость стекла × масса стекла) +
(теплоемкость ртути × объем ртути) + (теплоемкость воды × объем воды)
= 73.896.
Подставив значение теплоемкости калориметра в выше приведенную
формулу получим: Q = 73.90×1.225/20 = 4.53 кал/г или 18.94 Дж/г.
Для пересчета единиц измерения ТС в систему СИ (Дж/г) надо кал/г × 4.18.
Исследования В.Н. Димо и В.Ф. Уткаевой (1984), В.Ф. Уткаевой
(1990) показали, что ТС является надежной энергетической характери-
стикой почвы, с помощью которой могут быть оценены специфика гене-
тического профиля, гидрофильность, количество прочносвязанной воды,
величина удельной поверхности почв.
В таблице XVI.12 представлены данные по ТС некоторых типов почв.
Таблица XVI.12
Данные по ТС для некоторых типов почв
Варианты
Горизонт
(см)
Теплота
смачивания,
Дж/г
Удельная
теплота
смачивания,
Дж/м2
Удельная
поверхность,
м2 /г
Апах (0-20)
9.6
0.25
38
Е (30-40)
6.2
0.2
31.68
ЕВ (50-120)
17.9
0.22
81.18
Дерново-
подзолистая
почва
В (120-150)
18.7
0.24
79.07
Апах (0-30)
17.5
0.25
69.37
В (30-90)
23.6
0.24
99.57
Cерая лес-
ная почва
Вса (30-90)
25.6
0.26
97.48
Апах (0-25)
19.5
0.26
74.03
Ah (25-37)
20.3
0.32
63.88
AhE (37-45)
14
0.23
59.9
ЕВ (45-143)
20.4
0.24
83.78
Серая лес-
ная почва
со вторым
гумусовым
горизонтом В (143-195)
21.1
0.21
102.47
А' (10-15)
30.6
0.34
89.84
А'' (50-55)
24.7
0.28
86.79
Чернозем
типичный
(степь) Вса(140-145)
17.8
0.23
76.19
А' (10-15)
26.1
0.31
84.13
А'' (50-55)
не опр.
81.21
Чернозем
типичный
(пашня) Вса (140-145)
не опр.
75.87
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв
529
Литература
Абрукова Л.П. О характере изменения петли гистерезиса при изучении
явлений тиксотропии в почвах // Бюлл. Почвенного ин -та им. В.В. Докучаева.
1972. В.4.
Абрукова Л.П. Применение конического пластометра для исследования
прочностных свойств почв. Почвоведение, 1980, № 7.
Абрукова В.В. Связь реологических свойств почв со структурными ха-
рактеристиками. Автореф. канд. дисс. М. МГУ. 1988.
Буравчук Н.И., Минкин М.Б., Остриков М.С. Вязкопластичные
свойства почв каштаново-солонцовых комплексов. Почвоведение, 1971, № 9.
Вадюнина А.Ф., Корчагина З.А. Ме
т
о
д
ыи
с
с
л
е
д
о
в
а
н
ия физических
свойств почв. М., Агропромиздат, 1986.
Васильев А.М. Лабораторные исследования физических и водных свойств
грунтов. Госгеолитиздат, Ленинград, 1941.
Воронин А.Д. Структурно-функциональная гидрофизика почв.//М., Изд-
во Московского университета, 1984.
Воронин А.Д. Терм
оди
н
а
м
и
ч
е
ск
аях
ара
к
т
ери
ст
и
к
аэ
н
ерг
е
т
и
ч
е
ск
о
г
о со-
стояния воды в почвах и горных породах.// Поверхностные пленки воды в
дисперсных структурах. Под ред. Щукина Е.Д. М., Изд-во МГУ, 1988.
Воронин А.Д. Энергетическая концепция физического состояния почв.
Почвоведение, 1990, № 5.
Гольдштейн М.Н. Механические свойства грунтов. М., Стройиздат, 1973.
Горькова И.М. Структурные и деформационные особенности осадочных
пород различной степени уплотнения и литификации. М. Наука. 1965.
Горькова И.М. Теоретические основы оценки осадочных пород в инже-
нерно-геологических целях. М, «Наука», 1966.
Денисов Н.Я., Ребиндер П.А. О коллоидно-химической природе свя-
занности глинистых пород. Доклады АН СССР, т.4, № 6, 1946.
Димо В.Н., Уткаева В.Ф. Теплота смачивания как одно из энергетиче-
ских свойств почвы. Почвоведение, 1984, № 2.
Думанский А.В. Лиофильность дисперсных систем. Киев, 1940.
Злочевская Р.И., Королев В.А. Образование поверхностных пленок и
слоев воды // Поверхностные пленки воды в дисперсных структурах / Под
ред. Е.Д.Щукина, М., Изд-во МГУ, 1988.
Зубкова Т.А., Карпачевский Л.О. Матричная организация почв. М.
«Русаки», 2001.
Зубкова Т.А. Влияние адсорбированной воды на прочность почвенных аг-
регатов. Вестник МГУ, сер. 17, почвоведение. 1992, № 2.
Капинос В.А. Зависимость между кинетическими и энергетическими ха-
рактеристиками почвенной влаги и ее доступностью для растений. Автореф.
канд. дисс. М., 1987.
Карпова И.Ф. и др. Руководство к практическим работам по коллоидной
химии. М., Изд-во «Химия» 1964.
Манучаров А.С., Абрукова В.В. Струк
турн
о
-механические свойства
дерново-подзолистой почвы. Почвоведение, 1983, № 4.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
530
Овчаренко Ф.Д. Гидрофиль
ност
ь гли
ниглин
истых ми
нералов. Киев,
Изд-во АН СССР, 1969.
Охотин В.В. Физические и механические свойства грунтов в зависимости
от их минералогического состава и степени дисперсности. Издание
ГУШОСДОРА, М., 1937.
Растворова О.Г. Физика почв (Практическое руководство). Изд-во Ле-
нинградского университета, Ленинград, 1983.
Ребиндер П.А., Семененко Н.А. О методе погружения конуса для ха-
рактеристики структурно-механических свойств пластично-вязких тел. Докл.
АН СССР, т.64, № 6, 1949.
Ребиндер П.А. Конспект общего курса коллоидной химии. 1949. М. МГУ.
Ребиндер П.А. Физико-химическая механика -- новая область науки. М.
«Знание». 1958.
Ребиндер П.А Процессы структурообразования / Физико-химическая ме-
ханика почв, грунтов и строительных материалов. Ташкент. ФАН 1966.
Ревут И.Б., Роде А.А. Методическое руководство по изучению почвен-
ной структуры под ред Изд-во «Колос», Ленинград, 1969.
Роде А.А. Почвенная влага. М., Изд-во АН СССР, 1951.
Роде А.А. Основы учения о почвенной влаге. Т.I, Л., Гидрометеорологиче-
ское изд-во, 1965.
Сапожников П.М. Связь набухания некоторых почв с категориями удель-
ной поверхности и энергетикой почвенной влаги. Почвоведение, 1985, № 3.
Сергеев Е.М. и др. Грунтоведение. М., Изд-во Моск. ун-та, 1971.
Соколов В.Н. Влияние влажности на прочность структурных связей гли-
нистых частиц// Вестник МГУ, сер. Геология. 1973, № 6.
Трофимов В.Т. и др. Грунтоведение. М., Изд-во Моск. ун-та, Изд-во
«Наука», 2005.
Тюлин А.Ф. Коллоидно-химическое изучение почв в агрономических це-
лях. Труды ВИУАА вып.29. 1949.
Уткаева В.Ф. Теплота смачивания и ее связь с некоторыми физическими
свойствами почв. Бюлл. Почвенного ин-та им. В.В. Докучаева. М., 1990.
Учебное руководство к полевой практике по физике почв / Под ред. А.Д. Во-
ронина, М., Изд-во Моск. Ун-та, 1988.
Филатов М.М. О микроструктуре грунтов. Физика почв в СССР, т 5, 1936.
Фрейндлих Г. Тиксотропия. Л.-М. Ред. химич. лит-ры. 1939.
Ф укс Г.И., Клычников В.М. Исследование сил прилипания микроскопи-
ческих почвенных частиц // Тр. ВНИИ уд и агроп. 1948. М. В. 28.
Фукс Г.И. Вязкость и пластичность нефтепродуктов. М.-Л.Гостоптехиздат. 1951.
Хайдапова Д.Д., Аксенов А.В. Взаимосвязь пластической прочности и
липкости почв с основной гидрофизической характеристикой // Почвоведе-
ние № 5, 2001.
Шеин Е.В. Курс физики почв. М. Изд-во Моск. университета, 2005, 432 с.
Green H. Industrial rheology and reological structures. N.Y. J/Wiley and Sons.
1949.
ГЛАВА XVII
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ЗАБОЛОЧЕННЫХ
И БОЛОТНЫХ ПОЧВ
XVII.1. Особенности определения влажности заболоченных и
болотных почв термостатно-весовым методом
В плохо водопроницаемых почвах, заболоченных поверхностными
водами, обычные приемы отбора образцов для определения влажности
при бурении могут дать неправильные результаты. Это обусловлено тем,
что после завершения паводка или выпадения осадков верхние горизонты
таких почв насыщаются влагой до полной влагоемкости, тогда как в
нижних плохо водопроницаемых слоях влажность почв остается значи-
тельно меньше. Поэтому при бурении для отбора проб почвы с целью
последующего определения влажности гравитационная влага верховодки,
аккумулированная в верхних горизонтах, быстро заполняет всю скважи-
ну, резко увеличивает влажность почвы в забое и вызывает значительное
увеличение истинной влажности нижних горизонтов профиля (Зайдель-
ман, 1981).
С таким явлением можно столкнуться и в тех случаях, когда иссле-
дуют влажность почв, приуроченных к двучленным отложениям, верхний
легкий (песчаный или супесчаный) горизонт которых подстилается на
небольшой глубине водоупорными тяжелыми слоями. В таких почвах
поэтому для получения истинной картины распределения влажности по
профилю нами (Зайдельман, 1975) рекомендован следующий метод бу-
рения с применением набора обсадных труб различной длины (рис.
XVII.1). При работе на однородных по гранулометрическому составу
почвах (суглинистых и глинистых) длина труб обычно не должна превы-
шать 50--60 см. Обсадные трубы врезают на 10--15 см в водоупорный го-
ризонт, после чего приступают к проходке скважины в этом слое. Если
бурение осуществляют в обводненных с поверхности почвах, то после
заглубления обсадной трубы на 30--40 см следует удалить гравитацион-
ную влагу, сохранившуюся внутри трубы. После завершения этих подго-
товительных операций проводят бурение для определения влажности в
водоупорных горизонтах.
В обводненных почвах на двучленных породах влажность их верхних
легки х по гранулометрическому составу горизонтов определяют путем
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
532
отбора проб при бурении без обсадки до
поверхности нижнего слоя тяжелых от-
ложений. В тяжелых нижних суглини-
стых или глинистых горизонтах бурение
выполняют после того, как скважина
будет защищена от притока воды в ее
забой из верхних легких обводненных
горизонтов. С этой целью в непосредст-
венной близости от первой необсажен-
ной скважины проходят вторую скважи-
ну, в которой вся легкая водоносная
толща обсаживается трубой. Для этого
могут быть использованы металлические
обсадные трубы диаметром 87 мм с од-
носторонней защитой их торца. На верх-
ней части трубы целесообразно прива-
рить рукояти длиной 30 см с каждой сто-
роны. Обсадная труба заглубляется в
скважину путем постепенного выбури-
вания из внутреннего пространства тру-
бы мелкозема с помощью специального
бура-змеевика. Установка трубы счита-
ется законченной после того, как она на
10--15 см углубится в верхнюю толщу
тяжелых отложений. В дальнейшем от-
бор проб на влажность осуществляется
путем бурения под защитой обсадной
трубы.
При определении влажности торфяных почв термостатно-весовым
методом необходимо обратить внимание на следующие три обстоятель-
ства. Во-первых, влажность торфяных почв характеризуется большим
пространственным разбросом, что обусловливает необходимость боль-
шего числа повторностей, чем при работе на минеральных почвах. В этом
случае для многих видов освоенных торфяных почв наиболее значитель-
ные расхождения могут иметь место не в верхних, как это обычно свой-
ственно минеральным, а в нижних горизонтах профиля, где наблюдается
устойчивая сохранность растительн ых остатков после осушения болота.
Особенно высокая повторность определения влажности оказывается не-
обходимой при изучении древесных торфян ых почв. Во-вторых, сущест-
вует определенная группа торфов, обогащенных соединениями железа,
которые после длительного высушивания увеличивают массу в результа-
те интенсивного окисления закисных форм железа. Поэтому сушка таких
железистых торфяных почв должна выполняться осторожно, с частым
Рис. XVII.1. Обсадка скважин
при отборе образцов для опре-
деления влажности при по-
верхностном заболачивании
почв тяжёлого механического
состава или почв на двучлен-
ных отложениях
Глава XVII. Физические свойства заболоченных и болотных почв
533
контрольным взвешиванием, причем для расчета следует использовать
влажность, предшествующую наблюдаемому увеличению. В-третьих, тор-
фяные влагоемкие образцы сохнут в термостате значительно медленнее,
чем минеральные почвы. Поэтому первое взвешивание после высушивания
при 100°С проводят через 8 часов и затем выполняют двух-трехкратное
досушивание по 2 -- 3 часа до установления постоянной массы.
XVII.1.1. Определение плотности торфяных почв по методу
Зайдельмана
Определение плотности торфяных почв с помощью ударных буров,
используемых для минеральных почв, сопряжено со значительными
трудностями, так как слаборазложившиеся растительные остатки и жи-
вые корни образуют пружинящую массу, внедрение в которую требует
больших усилий. Плотность торфяных почв, определенная с помощью
уд арны х буров, оказывается завышенной по сравнению с истинной плот-
ностью таких почв. Поэтому автором был предложен бур для определе-
ния плотности торфяных почв, отличающийся тем, что при внедрении в
органогенные слои его пильчатая кромка разрезает растительные волокна
(Зайдельман, 1988, 1981).
Рис. XVII.2. Бур Зайдельмана для определения объёмной массы торфяных почв:
1 -- бур; 2 -- крышка бура; 3 -- направитель; 4 -- вороток направителя. 5 -- заглушка
Бур для определения плотности торфяных почв (рис. XVII.2) состоит
из цилиндрического стакана объемом 300 см3 (высота 57.5 мм; диаметр
81.5 мм). Диаметр зубчатой режущей части стакана меньше основного
диаметра, так же, как и в буре Качинского, на 1 мм (рис. XVII.3).
На режущей цементированной поверхности стакана имеются зубцы,
заточенные по типу продольной пилы. В верхней части стакан имеет три
шпенька, входящие в соответствующие коленчатые вырезы оголовка.
Последний снабжен рукояткой, воротком и заглушкой.
Бур вводят в торфяную почву равномерным вращением, причем ши-
рокое основание позволяет избегать перекосов. С помощью этого бура
можно легко и быстро отбирать пробы на осушенных торфяниках. При
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
534
близком стоянии воды целесообразно вырезать лопатой крупные пласты
торфа (45х45х15/20 см) и отбирать образцы этим буром из извлеченных
на поверхность торфяных монолитов. Излишки торфа удаляют ножом.
Для удобства работы буровой стакан снабжен двумя крышками из пласт-
массы или алюминия.
Рис. XVII.3. Разрез бура Ф.Р. Зайдельмана для определения плотности торфяных
почв: 1 -- стакан бура; 2 -- оголовок; 3 -- труба оголовка; 4 -- вороток; 5 -- крышка
трубы; 6 -- крышка стакана бура
Глава XVII. Физические свойства заболоченных и болотных почв
535
XVII.1.2. Определение плотности обводненных торфяных почв
по методу Илльнера
Плотность торфяных горизонтов ниже уровня грунтовых вод опреде-
ляют по методу К. Илльнера (Jllner, 1960) с помощью устройства, приве-
денного на рисунке XVII.4.
Рис. XVII.4. Бур Илльнера для определения плотности
обводнённых торфяных горизонтов
К штанге из газовой трубы крепят металлический круг, который со-
единен через стойки металлического полукруглого футляра (чехла) с ко-
нусообразным наконечником бура. С крайней стойкой чехла (диаметр 8.5
см) на шарнире соединена подвижная скоба, на которой укреплен режу-
щий металлический цилиндр. Проба торфа поступает во внутренний
стеклянный (пластмассовый или др.) цилиндр, который вставляют во
внутрь металлического режущего цилиндра каждый раз перед погруже-
нием бура в торфяную толщу.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
536
Диаметр стеклянного цилиндра 5.6 см, объем -- 100 см3. Стеклянный
цилиндр закрепляют сверху металлическим кольцом с отбортовкой, ши-
рина которой соответствует толщине стенок металлического и стеклян-
ного цилиндров. Таким образом, кольцо не деформирует образец при его
поступлении в цилиндр. Бур снабжен необходимым комплектом штанг.
После погружения на исследуемую глубину бур разворачивают на 180°;
при этом пробоотборник на скобе выходит наружу, после слабого нажи-
ма и опускания бура на 13 см проба торфа поступает в стеклянный ци-
линдр. Бур вновь, но теперь в противоположном направлении разворачи-
вают таким образом, чтобы металлический режущий цилиндр вошел в
чехол бура. После этого бур поднимают па поверхность, снимают удер-
живающее кольцо и из металлического режущего цилиндра извлекают
стеклянный цилиндр с пробой торфа. Затем удаляют излишки пробы и
закрывают стеклянный цилиндр двумя крышками. В таком виде проба
торфа с ненарушенным строением поступает в лабораторию для даль-
нейшей обработки.
XVII.1.3. Определение плотности набухающих заболоченных
почв
Заболоченные и болотные почвы часто обладают способностью к на-
буханию. Это явление объясняет причины заметного изменения плотно-
сти почв, особенно поверхностных горизонтов, на протяжении годового
цикла.
Разовые определения плотности в этом случае не позволяют полу-
чить объективную характеристику этого важного параметра, достоверно
измерить запасы в годичном цикле, например запасы влаги, запасы эле-
ментов зольного питания и др. Оценка изменения плотности при разной
влажности на малых образцах обычно недостоверна, поскольку иссле-
дуемый образец не испытывает сопротивления, оказываемого в естест-
венном залегании горизонтами почвенного профиля.
В этом случае при оценке изменения плотности набухающих почв
необходимы многократные определения плотности при различной влаж-
ности в полевых условиях в естественном залегании. На основе этих дан-
ных затем строят кривые, отражающие послойную изменчивость объем-
ной массы в зависимости от изменения влажности (Зайдельман, 1988).
XVII.1.4 Определение влажности устойчивого завядания расте-
ний в торфяных почвах методом вегетационных миниатюр в мо-
дификации Зайдельмана и Виноградова
Влажность завядания растений -- одна из основных почвенно-
гидрологических констант, необходимая в мелиоративной и агрономиче-
ской практике для определения диапазона активной влаги, построения
водобалансовых расчетов осушаемой территории, уточнения сроков по-
лива и т.п.
Глава XVII. Физические свойства заболоченных и болотных почв
537
Для определения влажности завядания торфяных почв может быть
использован метод проростков (вегетационных миниатюр). Применение
косвенных методов (например, косвенный расчет влажности завядания
по максимальной молекулярной влагоемкости и др.) часто не дает удов-
летворительных результатов. Применение метода проростков целесооб-
разно потому, что корневая система растений, развиваясь в ограниченном
объеме почвы, помещенном в алюминиевый бюкс, густо пронизывает
образец торфа и полностью усваивает продуктивный запас влаги. Поэто-
му определение влажности завядания методом проростков приближает
опыт к условиям пахотного горизонта торфяных почв, то есть к тому го-
ризонту, в котором сосредоточена основная масса корней растений.
Методика определения влажности завядания методом вегетационных
миниатюр подробно описана (Астапов, Долгов, 1953). В дополнение к
эти м указаниям необходимо отметить специфические особенности , обу-
словленные свойствами торфяных почв. При постановке вегетационных
опытов с верховыми, переходными и часто с низинными торфяными поч-
вами следует иметь в виду, что корневая система проростков быстро по-
ражается плесенью и выпревает. В этом случае получаемые значения
влажности завядания носят весьма неустойчивый характер. Для устране-
ния этого явления рекомендуется (Зайдельман, Виноградов, 1960) полив
растений на протяжении опыта проводить питательной смесью Кнопа
(раствор 1 г Са(NO3)2; 0.25 г КН2РО4; 0.25 г MgSO4; 0.125 г КСl и следы
FeCl3 в 1000 см3 воды). Полив растений таким раствором обеспечивает
вполне удовлетворительное их развитие независимо от зольности, степе-
ни разложения и ботанического состава торфяных почв.
Косвенные определения влажности завядания (например, по макси-
мальной молекулярной влагоемкости) в случае органогенных почв дают
существенные отклонения от истинных значений.
XVII.2. Методы определения влагоемкости гидроморфных
почв
При решении прикладных и исследовательских задач, связанных с
изучением заболоченных и болотных почв в мелиоративных целях,
обычно возникает необходимость получения данных о наименьшей вла-
гоемкости, предельной полевой влагоемкости и динамической влагоем-
кости. Ниже дано описание этих понятий, рассмотрены случаи их приме-
нения и методы определения.
XVII.2.1. Определение наименьшей влагоемкости торфяных
почв по методу Долгова и его модификации Скрынниковой
Наименьшей влагоемкостъю (НВ) называют то наибольшее возмож-
ное содержание подвешенной влаги в данном слое почвы в ее естествен-
ном сложении, при отсутствии слоистости и подпирающего действия
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
538
грунтовых вод, после полного насыщения и стекания всей гравитацион-
ной влаги.
Наименьшая влагоемкость как гидрологическая «константа» необхо-
дима для установления горизонтов повышенной влажности, очагов скоп-
ления гравитационной воды в осушенной толще, определения диапазона
активной влаги и решения других вопросов, характеризующих гидроло-
гические особен ности органогенных почв.
Определение наименьшей влагоемкости в осушенных торфяных поч-
вах имеет ряд специфических особенностей, которые часто исключают
возможность применения метода высоких колонн и заливаемых площа-
док. Это связано с тем, что в результате мелиорации и сельскохозяйст-
венного использования их профиль оказывается сложным и дифференци-
руется на два горизонта -- верхний, относительно водопроницаемый и
менее влагоемкий, и нижний, отличающийся высокой влагоемкостью и
меньшей водопроницаемостью. Поэтому при использовании высоких
колонн возникают условия для накопления влаги сверх наименьшей вла-
гоемкости. Кроме того, использование метода заливаемых площадок в
условиях близкого залегания грунтовых вод приводит к формированию
зоны капиллярно-подпертой влаги, значительно превышающей эту вели-
чину. Поэтому при определении наименьшей влагоемкости освоенных
торфяных почв обычно приходится отказаться от этих методов.
Ниже дано описание методики определения наименьшей влагоемко-
сти, предложенной С. И. Долговым (1950) для минеральных почв, моди-
фицированной И. Н. Скрынниковой (1961) для торфяных почв. Метод
заключается в том, что НВ определяют на монолитных образцах, которые
отбирают в металлические гильзы (объемом 500 см3). Гильзы имеют ост-
рую заточку и снабжены тремя крышками -- двумя сплошными и одной
сетчатой.
Образцы торфяной почвы отбирают непрерывно по всему профилю.
Их транспортируют в гильзах, закрытых сплошными крышками. Далее
определяют массу образца при естественной влажности, снимают верх-
нюю и нижнюю крышки и одевают снизу сетчатую крышку. Снаряжен-
ную таким образом гильзу устанавливают в сосуде с водой, где происхо-
дит (1 -- 2 сут.) насыщение образца до влажности, близкой к полной вла-
гоемкости (обычно несколько меньшей расчетной в связи с наличием в
почве защемленного воздуха). После прекращения насыщения гильзы с
почвой извлекают из воды, снимают сетчатую крышку, подкладывают
под основание образца кружок фильтровальной бумаги и устанавливают
на торф с влажностью 40--50 объемных процентов для стекания избытка
гравитационной влаги. Сверху патроны закрывают сплошными крышка-
ми для предохранения от испарения. В процессе стекания их ежедневно
взвешивают. Определение считается законченным после того, как убыль
массы становится незначительной (0.5% объема). Влажность почвы после
Глава XVII. Физические свойства заболоченных и болотных почв
539
стекания гравитационной воды в таких условиях соответствует НВ, при
этом, однако, следует иметь в ввиду, что абсолютные значения наимен ь-
шей влагоемкости для одного и того же слоя в значительной степени оп-
ределяет его начальная влажность. Поэтому, подвергая такому изучению
образцы исследованной почвы, отобранные в наиболее засушливые и
влажные периоды, можно установить весь интервал наименьшей влаго-
емкости, свойственной определенному слою. Условно этот интервал
И.Н. Скрынниковой был разделен на две части -- наименьшую влагоем-
кость сухого (НВС) и мокрого (НВМ) периодов.
XVII.2.2. Определение предельной полевой влагоемкости
При оценке водоотдачи и расчете коэффициента водоотдачи, пре-
имущественно для почв поверхностного заболачивания, необходимо оп-
ределять предельную полевую влагоемкость.
Предельной полевой влагоемкостъю следует называть максимальный
запас влаги, который слоистая почвенная толща может удерживать в не-
подвижном состоянии после полного насыщения и стекания гравитаци-
онной влаги при отсутствии подпора от грунтовых вод и испарения с по-
верхности.
На недренированной территории при высокой влажности предельная
полевая влагоемкость почв может быть определена на монолитах.
В слабоводопроницаемых почвах, заболоченных поверхностными
водами, в условиях обильного обводнения верхних горизонтов отбор мо-
нолитов сопряжен со значительными трудностями, а иногда оказывается
невозможным. В этом случае целесообразно использовать относительно
несложный, но значительно облегчающий полевую работу методический
прием.
Для того чтобы резко сокра-
тить поступление воды в разрез,
на поверхность почвы устанав-
ливают металлическую раму
(рис. XVII.5), размер которой
совпадает с длиной и шириной
шурфа (210.3 м). Раму заглуб-
ляют в почву легкими ударами
или надавливанием и на участке,
ограниченном рамой, удаляют с
поверхности воду. Последующая
проходка разреза сопровождает-
ся откачкой постепенно накап-
ливающейся в выработке воды
вручную или насосом (напри-
мер, мотопомпой М-600 и др.).
Рис. XVII.5. Защита шурфа от посту-
пления верховодки большой металли-
ческой рамой при отборе образцов и
монолитов в тяжёлых слабопрони-
цаемых почвах
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
540
Затем из защищенного от поступления гравитационной влаги разреза
отбирают монолитный образец почвы размером 0.200.15100 (120) см.
Монолит насыщают влагой до полной влагоемкости, оборачивают в
пленку или плотную бумагу для предотвращения испарения и устанавли-
вают на сухую почву, сняв торцовую крышку для стекания гравитацион-
ной влаги.
После завершения стекания воды (устанавливается эксперименталь-
но, условно в песчаных -- почвах через 2, в супесчаных -- через 3, в сугли-
нистых -- через 5--6, в тяжелосуглинистых -- через 7--8, глинистых бес-
структурных -- через 9 дней) снимают одну продольную крышку моноли-
та, образец зачищают и отбирают пробы для определения влажности,
которая соответствует предельной полевой влагоемкости.
Достоверные значения влажности при методе определения предель-
ной полевой влагоемкости на метровых монолитах обычно получают для
толщи 0--70, 0--80 см. В нижнем 20--30 сантиметровом слое влажность
почвы в результате водоудерживающего действия менисков на границе
раздела монолит -- воздух оказывается выше значений, соответствующих
предельной полевой влагоемкости.
В сухие периоды на недренированных массивах обычно в середине
или в конце лета на глееватых или глеевых почвах в полевых условиях
предельная полевая влагоемкость может быть определена методом зали-
ваемых площадей в тех случаях, когда верховодка полностью исчезает из
почвенно-грунтовой толщи в верхнем слое мощностью 3 м и более.
Если дренированная территория образована почвами поверхностно-
го заболачивания, то наиболее точные сведения о значениях предельной
полевой влагоемкости можно получить при полевом определении. Для
этого непосредственно после окончания снегового паводка площадку в
4 м2 закрывают с поверхности рубероидом, пленкой или другим водоне-
проницаемым материалом и засыпают слоем почвы 20--30 см. Такие
площадки целесообразно закладывать посредине между дренажными
линиями. Системати чески с интервалом в 3--5 дней на них определяют
влажность. Равновесное состояние влажности профиля почвы по трем
срокам бурения указывает на то, что влажность почвы достигла значе-
ний, соответствующих предельной полевой влагоемкости. Из всех мето-
дов определения этот наиболее надежный (Зайдельман, 1988, 1981).
XVII.2.3. Определение динамической влагоемкости и водоотда-
чи заболоченных и болотных почв
В условиях грунтового заболачивания предельная полевая и наи-
меньшая влагоемкости являются недостаточными показателями для ха-
рактеристики водоудерживающей способности почв и их водоотдачи. В
этом случае водоудерживающая способность почв зависит также и от
положения уровня грунтовых вод. Чем ближе к дневной поверхности их
Глава XVII. Физические свойства заболоченных и болотных почв
541
уровень, тем выше водоудерживающая способность почв (рис. XVII.6),
тем меньше и х водоотдача и коэффициент водоотдачи. Поскольку поло-
жение уровня грунтовых вод на осушаемой территории определяет нор-
мы (точнее режим) осушения, для расчета дренажа необходимы сведения
о динамической влагоемкости почв, значения которой определяют не
только свойства почвы, но и положение уровня грунтовых вод. Таким
образом, динамическая влагоемкость -- максимальный запас влаги, кото-
рый почва может длительно удерживать после полного насыщения и сво-
бодного стенания гравитационной влаги при отсутствии испарения и оп-
ределенном заданном положении уровня грунтовых вод.
Динамическая влагоемкость всегда
больше предельной полевой, а при близ-
ком стоянии грунтовых вод она прибли-
жается к полной влагоемкости. При рас-
чете междренных расстояний данные о
динамической влагоемкости позволяют
более правильно оценить параметры
дренажа и избежать излишнего сгуще-
ния сети дренажных линий при проек-
тировании осушительных мероприятий.
Поэтому при проведении мелиоратив-
ных исследований и изысканий важно
установить влагоемкость почвы при
уровнях грунтовых вод, соответствую-
щих принятому режиму осушения.
Динамическая влагоемкость позво-
ляет не только определить запас влаги,
удерживаемый при определенном уров-
не грунтовых вод, но и уточнить в из-
вестной мере глубины оптимального
понижения уровня грунтовых вод при
осушении. Сопоставление динамической
влагоемкости почв с их пористостью
дает возможность выявить зону благоприятной аэрации для развития
корневых систем растений и на основе этих данных внести необходи мые
уточнени я в принимаемую для данного вида почв норму осушения.
Динамическую влагоемкость, как и предельную полевую, в сильно
обводнен ных почвах опред еляют на монолитах. Для этого монолитные
образцы почв мощностью 100--110 см устанавливают в специальный ци-
линдрический бак, снабженный водомерным стеклом, крышкой и краном
(рис. XVII.7). Деревянный ящик или парафинированную оболочку моно-
лита перфорируют. Монолит насыщают путем постепенного подъема
уровня воды в баке. В песчаных и супесчаных почвах подъем воды дол-
Рис. XVII.6. Изменение влаго-
ёмкости почвы при различном
уровне грунтовых вод
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
542
жен продолжаться не менее 1--2, в легко-, средне- и тяжелосуглинистых
агрегированных 3--4, в тяжелосуглинистых, глинистых и низинных тор-
фяных почвах 5--6 сут. После того как уровень воды в баке достигнет
верха монолита и насыщение образца закончится, бак закрывают крыш-
кой, открывают сливной кран и опускают уровень воды на ту глубину,
которая является расчетной. При изучении динамической влагоемкости в
мелиоративных целях создают такое положение уровня свободной по-
верхности воды в опытной установке, которое обычно соответствует рас-
четному положению уровня грунтовых вод при осушении заболоченных
и болотных почв для размещения технических, овощных или луговых
культур. Наиболее часто это соответствует уровням соответственно 100--
110, 80--90 и 50--60 см.
При определении динамической влагоемкости и водоотдачи необхо-
димо иметь в виду, что полное стекание подвижной влаги в 50-
сантиметровом монолите низинных торфяных, т
я
ж
е
л
о
суг
л
и
н
и
с
т
ы
хи
глинистых почв завершается через пять--шесть суток; в песчаных, супес-
чаных и легко- и среднесуглинистых почвах соответственно через одни,
двое и трое суток.
Рис. XVII.7. Схема
установки для опре-
деления динамиче-
ской влагоёмкости:
1--кры
ш
к
аре
з
ер-
вуара; 2 -- резерву-
ар;3--монолит;4--
водомерная трубка
Рис. XVII.8. Из
м
е
н
е
н
и
ев
л
а
г
оём
к
о
с
т
и
осокового (1), и древесно-тростникового
(2) торфа при различном положении
грунтовых вод
Глава XVII. Физические свойства заболоченных и болотных почв
543
Из колонны низинных торфяных почв высотой 1 м стекание всей гра-
витационпой воды заканчивается лишь через 20--25 суток (рис. XVII.8.).
Однако сток 90% влаги от общей водоотдачи завершается через пять су-
ток (Маковский, 1959). Поэтому при работе с колоннами метровой высо-
ты целесообразно определять водоотдачу и влажность почвы через пять
суток, соответственно уменьшив на 10% получаемые результаты. Для
определения динамической влагоемкости и водоотдачи в песчаных, су-
песчаных, легко-, средне- и тяжелосуглинистых и глинистых почвах сро-
ки стекания свободной воды должны составлять 2, 3, 4, 6, 8 и 10 суток.
После стекания подвижной влаги, не извлекая монолит из бака, тонким
буром в двукратной повторности послойно через 10 см отбирают образ-
цы для определения влажности. Запас влаги, установленный при таком
равновесном состоянии, будет соответствовать динамической влагоемко-
сти при определенном наперед заданном уровне грунтовых вод. Именно
эти значения влагоемкости для определения водоотдачи (коэффициента
водоотдачи) должны быть использованы при расчете междренных рас-
стояний в зоне грунтового заболачивания.
Разность между общей пористостью почвогрунта и динамической
влагоемкостью, выраженная в объемных процентах, позволяет опреде-
лить максимальную водоотдачу, то есть количество воды, которое может
поступить в дренажную сеть при условии, что все поры исследуемой
почвы до начала стекания гравитационной влаги заполнены водой. Ис-
тинная водооотдача обычно несколько меньше этой величины, так как
даже при длительной обводненности в почве сохраняется небольшое ко-
личество пор, занятых защемленным воздухом.
Эта несложная установка позволяет одновременно определить и ис-
тинную водоотдачу при заданном положении грунтовых вод.
При отсутствии необходимых лабораторных условий динамическая
влагоемкость и водоотдача могут быть определены более простым мето-
дом (ри
с
. XVII.9). Монолиты
почв высотой 60, 80 или 100 см
(или иной высоты, в зависимости
от предполагаемого использова-
ния территории после осушения)
укладывают в горизонтальном
положении и освобождают от
боковой крышки. На поверхности
почвы по всей длине монолита
помещают слой изоляционного
материала, предохраняющего его
от размыва. Монолит осторожно
насыщают водой до полной вла-
гоемкости, снимают нижнюю
Рис. XVII.9. Схема упрощённого
определения динамической влагоём-
кости соответствующей трём глуби-
нам (а, б, в) стояния грунтовых вод
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
544
торцовую крышку монолита. Освободившееся снизу пространство запол-
няют песком, после чего монолит устанавливают вертикально в металли-
ческий ящик, цилиндр и др., заполненный обводненным песком. Чтобы
исключить испарение, монолит завертывают в бумагу. Уровень воды в ме-
таллическом ящике поддерживают таким образом, чтобы монолит снизу на
2--3 см был затоплен водой. После того как стечет подвижная влага, моно-
лит вскрывают и определяют влажность почвы, которая соответствует ди-
намической влагоемкости при данном уровне стояния грунтовых вод. По
этому же монолиту, но установленному на воздушно-сухой почвогрунт,
подстилающий монолит в естественных условиях, может быть определена
предельная полевая влагоемкость этих почв (последнее выполняют только
на метровых колоннах) (Зайдельман, 1988, 1981).
XVII.3. Расчет водоотдачи и коэффициента водоотдачи
Водоотдачу рассчитывают как разность между полной (при практи-
чески х расчетах часто используют значения общей пористости) и пре-
дельной полевой (при поверхностном) или динамической (при грунтовом
заболачивании) влагоемкостям. Водоотдачу выражают в м3/га, мм.
Коэффициент водоотдачи (Кв) -- отношение водоотдачи, выражен-
ное в объемных процентах, к общему объему почвы, принятому за 100%.
Эта величина безразмерная.
в()
100
C
K
,
(XVII.1)
где ε -- полная влагоемкость (при приближенных расчетах -- общая
пористость); С -- предельная полевая, динамическая влагоемкость, в объ-
емных процентах.
Коэффициент водоотдачи торфяных почв (для слоя 0--100 см) изме-
няется от 0.03 до 0.12. Максимальные значения Кв имеют их поверхност-
ные слои (очес); Кв в структурных глинистых, песчаных и супесчаных
почвах равен 0.1--0.2; в почвах суглинистого и глинистого микроагрегат-
ного строения Кв = 0.04--0.08. Приближенно коэффициент водоотдачи
при различном уровне стояния грунтовых вод для низинных торфяных
почв может быть установлен и путем расчета по формуле Л. И. Ивицко-
го (1939):
4
33
8
вф
8,2
K
КН
,
(XVI.2)
или по формуле К.Я. Кожанова (1940) для верховых торфяных почв:
30
,
4
5
l
g
1
0
вф
2300
H
K
НК
,
(XVII.3)
где Кв --- коэффициент водоотдачи; Кф --- коэффициент фильтрации, м/с;
Н --- высота монолита, м.
Коэффициент фильтрации торфа определяют по методу Каменского.
Глава XVII. Физические свойства заболоченных и болотных почв
545
К.П. Лундин (1964), проверивший эти формулы, пришел к выводу, что
они могут быть использованы для расчета водоотдачи невысоких колонн
(60--80 см) торфа с коэффициентом фильтрации менее 1 м/сут.
Для приближенного расчета Кв по известным значениям Кф в зоне
капиллярной каймы К.II. Лундин рекомендует использовать следующую
зависимость:
Кв=0.139+0.074lgКф,
(XVI.4)
где Кф --- коэффициент фильтрации, м/сут.
Для определения коэффициента водоотдачи может быть использован
график, разработанный бюро мелиорации США. Он позволяет установить
Кв по известным значениям коэффициента фильтрации (рис. XVII.10.)
Рис. XVII.10. График зависимости между коэффициентом
водоотдачи и коэффициентом фильтрации
XVII.3.1. Методы определения водопроницаемости заболочен-
ных и болотных почв в условиях близкого залегания верховодки
или грунтовых вод
Данные о водопроницаемости заболоченных и болотных почв служат
для обоснования основных гидротехнических расчетов мелиоративных
систем, являются важным критерием при оценке целесообразности при-
менения агромелиоративных мероприятий, необходимы для диагностики
причин заболачивания.
В таблице XVII.1 приведена оценка значений коэффициента фильтра-
ции почв в связи со строительством дренажа (Эггельсманн, 1984). В до-
полнение к этим данным следует отметить, что L.Fly (1961) при разработке
классификации почв по их водопроницаемости считал водоупорными та-
кие слои почвенного профиля, которые обладают Кф ≤ 0.06 м/сут.
При изучении фильтрационных свойств минеральных и органоген-
ных почв следует иметь в виду их отчетливую анизотропию, то есть раз-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
546
личия свойства, проявляющиеся в вертикальном и горизонтальном на-
правлениях. Особенно важно учитывать эти различия при определении
коэффициента фильтрации в торфяных, минеральных слоистых, струк-
турных пойменных и водораздельных почвах. Таблица XVII.1
Классификация значений коэффициентов фильтрации почв при оценке ус-
ловий работы дренажа (Эггельсманн, 1984)
Кф, м/сут
Оценка значений
Класс
<0.01
Крайне низкий
I
a
0.01--0.06
Очень низкий
в
0.06--0.15
Низкий
II
0.15--0.40
Средний
III
0.40--1.00
Высокий
IV
1.00--2.50
Очень высокий
V
а
>2.50
Крайне высокий
в
В однородных по гранулометрическому составу песчаных почвах, а
также в суглинистых и глинистых почвах в естественном сложении раз-
личия значений Кф в в
ерт
и
к
ал
ь
но
м и горизо
н
т
ал
ь
но
м направ
л
ен
и
я
х
обычно несущественны. Вместе с тем интенсивное воздействие агроме-
лиоративных мероприятий па глубокие горизонты однородных по соста-
ву тяжелых почв (например, глубокое рыхление, глубокая пахота, интен-
сивное пескование и др.) может вызвать резкое увеличение водопрони-
цаемости таких почв в горизонтальном направлении.
XVII.3.2. Определение вертикальной водопроницаемости по ме-
тоду заливаемых квадратов Н.А. Качинского
В заболоченных и болотных почвах применение метода определения
вертикальной водопроницаемости лимитировано положением грунтовых
вод или верховодки. При их отсутствии в толще равной 3--4 м этот метод
может быть использован для определения Кф почв суглинистого и глини-
стого состава в верхних горизонтах, мощностью 0.7--1 м. При их залега-
нии на глубинах 2--3 м возможно определение Кф этим методом только в
пахотном и подпахотном горизонтах в толще равной 20--30 см, т.е. рамы
устанавливают с поверхности и на глубинах 20 или 30 см. В любом слу-
чае капиллярная кайма от зеркала грунтовых вод или верховодки должна
находиться ниже 1-го метра от нижней границы исследуемого горизонта.
При более высоком положении грунтовых вод и капиллярной каймы этот
метод определения коэффициента вертикальной фильтрации дает зани-
женные результаты.
В тех случаях, когда положение грунтовых вод или верховодки по-
зволяет применять метод заливаемых квадратов Н.А. Качинского, ис-
пользуют квадратные рамы, устанавливаемые концентрически с учетной
и защитной площадью соответственно 0.25 и 1.00 м2 (соответственно раз-
Глава XVII. Физические свойства заболоченных и болотных почв
547
меры учетной и защитной рам 0.5x0.5 и 1.0х1.0 м). Рекомендуемая нами
высота рам 0.3 м. Раму изготовляют из 1.5--2--миллиметрового железа,
усиливают ободом и снабжают двумя ручками. Деревянным молотом
рамы забивают в почву на глубину 15 см на пахотных и залежных угодь-
ях. Определение водопроницаемости с поверхности всегда ведется по
свежевскопанной и разрыхленной граблями почве, в подпахотном гори-
зонте -- в выемке без нарушения естественного сложения горизонта. При
наблюдении за водопроницаемостью удобно пользоваться стандартными
интервалами времени отсчета объемов воды, впитавшейся или просо-
чившейся в глубокие горизонты (например, 2, 3, 5, 10, 10, 10, 10, 10, 30,
30, 30, 30, 60, 60, 60 мин. и т. д.). Наблюдение ведут не менее шести часов
и оно считается законченным, если как минимум в последние два часо-
вых интервала отмечены равные расходы воды.
При расчете значений водопроницаемости и коэффициента фильтра-
ции мы не рекомендуем вводить поправку на температуру воды. Ско-
рость впитывания и фильтрации (мм/мин) находят по формуле:
10Q
VTS
,
(XVII.5)
где Q -- количество профильтровавшейся воды (см3) за время Т (мин) че-
рез площадь S (см2).
Коэффициент фильтрации определяют по значениям установившейся
в конце оп ыта скорости фильтрации (обычно по данным скорости фильт-
рации в конце 6--10-го часа наблюдений), вводя поправку на гидравличе-
ский градиент
l
KфV
hl
,
(XVII.6)
где l -- мощность слоя почвы, через который фильтруется вода; h -- высота
слоя воды на поверхности почвы. Обычно слой воды в учетной и защит-
ной рамах равен 5 см.
Мощность фильтрующего слоя (l) определяют путем бурения и оп-
ределения глубины проникновения фронта просачивающейся воды по
изменению влажности почвы. Эту операцию следует выполнять сразу
после завершения опыта по наливу.
Для расчета скорости и коэффициента фильтрации в ряде руководств
рекомендовано в формулы расчета вводить поправки на температуру во-
ды, поскольку в этом случае возможны существенные изменения вязко-
сти. Коэффициент фильтрации рекомендуют приводить к единой темпе-
ратуре, используя следующую поправку Хазена:
10 0.7 0.03
Kt
K
t
,
(XVII.7)
где К10 -- коэффициент фильтрации, приведенный к температуре 10°С;
Kt -- коэффициент фильтрации при температуре опыта t°C.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
548
Однако эта поправка может быть использована только для кварцевых
песков. В других случаях в средах, обогащенных коллоидными частица-
ми, влияние температуры на фильтрацию воды может оказаться более
сложным. Температурные условия в этом случае оказывают сущест вен-
ное влияние не только на вязкость, но и на коллоидные системы, причем
это влияние остается почти неизученным. Сведения такого рода позв о-
ляют признать, что в суглинистых, глинистых и торфяных почвах введе-
ние поправки па температуру воды нецелесообразно. В мелиоративных
расчетах Кф обычно выражают в м/сут. При пересчетах следует иметь в
виду, что 1 мм/мин = 1.44 м/сут = 0.00167 см/с (Зайдельман, 1988).
XVII.3.3. Определение вертикальной водопроницаемости с по-
мощью инфильтрометра Кировгипроводхоза
Особенностью инфильтрометра Кировгипроводхоза является то, что
его применение позволяет на протяжении всего периода наблюдения (1--2
суток) автоматизировать подачу воды в защитную и учетную площадки.
Вода поступает в рамы (кольца) по шлангам, соединенным через штуце-
ры с резервуаром. Шланги на выходе оборудуют сантехническими по-
плавками, которые обеспечивают стабильное поддержание уровня воды
(рис. XVII.11, рис. XVII.12). Устройство для изучения фильтрационных
свойств грунтов состоит из металлического бака для воды, двухкольцево-
го инфильтрометра с диаметром колец 50 и 100 см и системы регулиро-
вания подачи воды.
Металлический бак состо-
ит из двух измерительных ем-
костей (7) вместимостью 40 л
и емкости (8) вместимостью
160 л для наполнения водой
внешних колец. На внешнем
кольце инфильтрометра (1) с
помощью держателя (3) уста-
навливаются
поплавковые
клапаны (2) заводского изго-
товления, поддерживающие
постоянный уровень воды в
кольцах. Клапаны с помощью
штуцеров (4) и шлангов (9)
соединяют с соответствующи-
ми емкостями бака. Расходы
воды, инфильтрирующейся во
внутренних кольцах, опреде-
ляются в измерительных баках с помощью мерной алюминиевой ли-
нейки (6), закрепленной на пенопластовом поплавке (5). Для удобства
Рис. XVII.11. Разрез инфильтрометра Ки-
ровгипроводхоза (пояснения см. в тексте)
Глава XVII. Физические свойства заболоченных и болотных почв
549
расчетов размеры емкостей подобраны таким образом, чтобы 1 см
опускания поплавка соответствовал 0.5 л расхода воды. Конструкция
учетной площади обеспечивает учет влаги за первый интервал наблю-
дений, которое впиталось в почву при начальном заполнении водой. В
последующие интервалы наблюдений уровень воды в учетной и защит-
ной площадях постоянно поддерживают на высоте 5 см путем автома-
тического (или ручного) пополнения расходов на впитывание и фильт-
рацию. При выполнении наблюдений должны быть приняты меры для
защиты поверхности почв от размыва.
Рис. XVII.12. Общий вид устройства Кировгипроводхоза для полуавтоматичеко-
го налива воды в шурф
Условные обозначения:
1 -- 2-хкольцевой инфильтрометр -- 2 шт.
2 -- клапаны поплавковые (ГОСТ 21485--1--76) -- 4 шт.
3 -- держатель -- 2 шт.
4 -- рейка мерная (из алюминия) -- 2 шт.
5--штуцер--8шт.
6--шланги--4шт.
7 -- измерительные ёмкости по 40 л. -- 2 шт.
8--ёмкостьна160л. --1шт.
9 -- металлический бак.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
550
Инфильтрационные работы производят послойно (например, с по-
верхности, на глубинах 30, 60, 100 см). При наблюдениях глубже пахот-
ного слоя рамы (кольца) устанавливают в шурф, дно которого находится
на соответствующей глубине от поверхности (Зайдельман, 1988).
Литература
Астапов С.В., Долгов С.И. Руководство по почвенно-мелиоративным
исследованиям в степных лесостепных районов европейской части СССР.
Часть II. Методы мелиоративной характеристики почв. М.; Минсельхоз
СССР. 1953.
Долгов С.И. Изменение водно-физических свойств торфяных толщ при помо-
щи режущих цилиндров. Тр. Почв. ин-т им. В.В. Докучаева. М.; 1950. т.31
Зайдельман Ф.Р. Режим и условия мелиорации заболоченных почв. М.;
Изд-во Колос. 1975.
Зайдельман Ф.Р. Мелиорация заболоченных почв Нечерноземной зоны
РСФСР. М.: "Колосс", 1981.
Зайдельман Ф.Р. Изучение физических свойств почв на объектах осуше-
ния, пособие к ВСН-33-2.1.02-85. М.: Минводхоз СССР,1988.
Зайдельман Ф.Р. Виноградов В.Г. О нижней границе допустимой для
растений влаги в торфяных почвах. Почвоведение. 1960. №7.
Ивицкий А.И. Исследование водоотдачи торфа. Почвоведение. 1939. №11
Кожанов К.Я. Полевой способ определения водопроницаемости торфяных
почв. Вып. 4. М. Сельхозгиз, 1940.
Маковский М.В. К вопросу о водоотдачи торфяных почв. тр. Бел. НИИ
мелиорации и водного хозяйства. 1959. т. 9.
Лундин К.П. Водные свойства торфяных залеж. Минск.: «Урожай». 1964.
Скрынникова И.Н. Почвенные процессы в окультуренных торфяных
почвах. М.; АНСССР, 1961.
Эггельсманн Р. Руководство по дренажу. М.: Колос. 1984.
Jllner K . Geräte zur stratigrafischen Untersuchung von Mooren. Z. f. Landeskul-
tultur. 1960. H. 4.
Fly C.J. The soil drainability factor in land classification. J. of the Jzzigation and
Dranage Division. 1961. v.82. №3.
ГЛАВА XVIII
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПЕСЧАНЫХ И КАМЕНИСТЫХ ПОЧВ
XVIII.1. Гранулометрический состав песков и легких почв
Гранулометрическому (механическому) составу отводится в почво-
ведении более чем скромная роль, отнюдь не соответствующая его дей-
ствительному значению. Особенно это касается почв, сформированных
на песках.
В классификациях, наиболее распространенных в России, странах
СНГ и за рубежом, к пескам относятся элементарные почвенные частицы
(ЭПЧ) размером от 0.05 до 1.0 мм (или 2−3 мм -- в классификациях МОП,
США, Чехии, Британии). Неодинаково и количество выделяемых фрак-
ций: кроме крупного, среднего и мелкого песка в классификациях США и
Чехии выделяется фракция тонкого песка (0.1−0.05 мм). В нашей стране в
почвенных исследованиях принята классификация ЭПЧ, составленная
Фадеевым и экспериментально уточненная В.Р. Вильямсом, А.Н. Саба-
ниным, Н.А. Качинским (таблица XVIII.1)
Таблица XVIII.1
Классификация ЭПЧ
Диаметр ЭПЧ, мм
Название ЭПЧ
>3
каменистая часть почвы
3--1
гравий
1--0.5
песок крупный
0.5 --0.25
песок средний
0.25 -- 0.1
песок мелкий
0.05 -- 0.01
пыль крупная
0.01 -- 0.005
пыль средняя
0.005 -- 0.001
пыль мелкая
< 0.001
ил
Выделение трех фракция песка оправдано для почв тяжелых, для
песков и легких почв их следует делить на четыре: крупного 1 -- 0.5, сред-
него 0.5 -- 0.25, мелкого 0.25 -- 0.10 и тонкого 0.10 − 0.05 мм.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
552
Пески тонкозернистые (0.1 -- 0.05 мм) богаче по минералогическому
составу и более влагоемки, чем пески мелко- среднезернистые и особен-
но крупнозернистые, что сказывается в лучшей приживаемости и в росте
лесных, плодовых и других растений. В аэродинамике именно начиная с
фракции тонкозернистого песка, силы молекулярного притяжения начи-
нают играть заметную роль: для приведения частиц 0.10 мм в движение
нужны более значительные скорости ветра, чем для частиц крупнее 0.1
мм. Тонкозернистый песок сильными ветрами переносится по воздуху во
взвешенном состоянии на высоте 0.5 -- 1.5 м, тогда как песок крупнее 0.1
мм перемещается в основном сальтацией (скачками) или перекатыванием
по поверхности почвы.
В зависимости от размера частиц от 1 до 0.001 мм удельная поверх-
ность увеличивается в тысячу раз.
С уменьшением крупности песка изменяются так же водно-
физические свойства: плотность сложения (ρb), пористость (), коэффи-
циент фильтрации (К), высота капиллярного поднятия влаги (Н), полевая
или наименьшая влагоемкость (НВ) (таблица XVIII.2).
Таблица XVIII.2
Изменение воднофизических свойств с уменьшением крупности песка
Песок Диаметр,
мм
ρb,
г/см3
,
%
К,
мм/мин Н,
см
МГ,
%
НВ,
%
Крупный
1--0.5
1.75
32
60
13
0.3
<3
Средний 0.5-- 0.25
1.70
34
40
24
0.5
3--4
Мелкий 0.25--0.10
1.67
37
6
43
0.8
4--6
Тонкий 0.10--0.05
1.60
39
1
105
1.2
6--8
Н.А. Соколов (1884) -- автор одной из первых научных книг о дюн-
ных песках отметил, что тонкость песка способствует лучшему росту и
развитию растений. С.Ю. Раунер (1888) различал плохо зарастающие
травами и сосной крупно- и среднезернистые (ср. диаметр 0.59 мм) пески
Ревельских дюн и хорошо зарастающие мелкозернистые (ср. диаметр
0.18 мм) Нарвских дюн. Он указал, что на тонкозернистых песках Венг-
рии (ср. диаметр 0.08−0.02 мм) с успехом культивируются белая акация,
тополи, виноград и плодовые культуры. Известный лесоустроитель и ис-
следователь А.А. Крюндер (1916) в основу классификации сосновых ле-
сов на песках русского Севера положил гранулометрический состав почв.
Шведский ученый А.Аттерберг (Attenberg, 1900), исходя из содержания
фракции мельче 0.2 мм, предложил шкалу «естественных бонитетов»
песчаных почв. Пользуясь этой шкалой, другой ученый Альберт
(Albert, 1924) выделил пять типов дюнных песков Германии: 1) при содер-
жании этой фракции менее 10%, попытки облесения песков кончались не-
удачей, 2) при содержании ее более 10% -- формировались лишайниковые
боры V-IV классов бонитета; 3) при 20% -- боры зеленомошики III-IV бо-
Глава XVIII. Физические свойства песчаных и каменистых почв
553
нитета; 4) при 30% -- травяные боры III--II бонитета, с буком в подлеске;
5) при 40% -- сложные боры II−I бонитета со вторым ярусом из бука и дуба.
Еще более четко отражает свойства песков фракция мельче 0.1 мм.
Влага в этой фракции при увлажнении ее до НВ приобретает подвиж-
ность под действием капиллярных сил, тогда как в песках крупнее 0.1 мм
преобладает пленочная малоподвижная влага.
Относительное содержание различных фракций ЭПЧ в почве опреде-
ляет ее гранулометрический состав. В русском почвоведении принята
двучленная классификация по гранулометрическому составу почв, разра-
ботанная Н.М. Сибирцевым, А.Н. Сабаниным и Н.А. Качинским. Осно-
вана она на соотношении «физической глины» (частиц мельче 0.01 мм) и
«физического песка» (крупнее 0.01 мм) (таблица XVIII.3).
Таблица XVIII.3
Классификация почв по гранулометрическому составу
Содержание физической
глины, %
Содержание физи-
ческого песка, % Название почвы по грануло-
метрическому составу
<5
100--95
песок рыхлый
5--10
95--90
песок связный
10--20
90--80
супесь
20 -- 40 (50,60)
80--40
суглинки
>40 (60)
<60 (40)
глины
Классификация Н.А. Качинского широко используется для почв как
тяжелых, так и легких, особенно если последние сформированы на пес-
ках карбонатных и сохранивших в себе первичные минералы. На песках
же бескарбонатных, кварцевых прибавка даже 4−7% физической глины
придает сформированным на них почвам свойства связаннопесчаных, а
прибавка 7−10% -- легкосупесчаных почв.
Поэтому делались попытки более дробной классификации почв на
кварцевых песках (Скородумов, 1952; Гладкий, 1962). С увеличением
содержания физической глины возрастает мощность профиля степных
почв на песках, их влагоемкость (НВ), мощность гумусовых горизонтов
(таблица XVIII.4).
Таблица XVIII.4
Классификация по гранулометрическому составу к варцевых песков и сфор-
мированных на них степных почв (Гаель, Смирнова, 1999)
Название почвы по
гранулометрическому
составу
Содержание
физической
глины, %
Мощность
гумусового
горизонта, см
Содержа-
ние гуму-
са, %
Влажность
при НВ, %
песок рыхлый
2.5
до8
0.2 -- 0.5
4−5
песок слабосвязный
2.5--4
10--20
0.3 -- 0.6
5--6
песок связный
4--7
40--70
0.6 -- 0.9
7--8
супесь легкая
7--12
70--90
0.6 -- 1.2
8--10
супесь средняя
12--15
80--120
0.8--1.4 10--12
супесь тяжелая
15--20
80--140
1.4--1.8 12--14
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
554
XVIII.2. Физические свойства песков
Плотность твердой фазы почвы (ρs, г/см3) для большинства песча-
ных почв слизка к плотности кварца (2.65 г/см3). В верхних горизонтах
почв она уменьшатся от примеси органических веществ -- до 2.50 -- 2.60
г/см3. В железистых же иллювиальных горизонтах ρs повышается до 2.70
г/см3. В почвах на полиминеральных песках плотность твердой фазы за-
висит от таковой в преобладающих минералах и, обычно, выше, чем в
песках кварцевых. В целом, в легких почвах ρs изменяется сравнительно
мало, варьируя по профилю от 2.50 до 2.70 г/см3.
Плотность почвы (ρb, г/см3) для песков и легких почв фактически не за-
висит от влажности взятия образца и обуславливается плотностью укладки
зерен песка, агрегатностью (если она выражена) и пористостью, варьируя
значительно шире, чем ρs. Содержание органического вещества уменьшает
ρb, поэтому гумусовые горизонты менее плотны -- ρb = l.45 -- 1.50 г/см3. В
нижних же безгумусовых горизонтах -- ρb увеличивается до 1.65 -- 1.70 г/см3.
Особенно это происходит в оглееных сизоватых и белесых (палеоглей) пес-
ках, в горизонтах железистого иллювия (до 2.0 г/см3), где песчинки достига-
ют предельной плотности упаковки по типу тетраэдров.
Плотность песков крупнозернистых больше, чем мелкозернистых и
еще больше в песках разнозернистых. Высокая плотность песчаных почв
может быть обусловлена или хорошо сортированным гранулометриче-
ским составом или таким соотношением различных фракций, когда поры
между крупн ыми частицами будут заполнены более мелкими.
Пористость почв. В почвах тяжелых, структурных поровое про-
странство представлено порами внутриагрегатными и межагрегатными.
В легких же не агрегированных почвах имеются лишь поры между сами-
ми зернами песка. Теоретически в песках одинаковой шарообразной
формы общая пористость при рыхлой (кубической) упаковке зерен со-
ставляет 46 -- 48%, а при плотной (гексагональной) упаковке -- 26%. В пе-
сках разнозернистых пористость зависит не только от размеров, формы и
взаимного расположения песчинок, но и от минералогического их состава.
В песках однородных по размерности увеличивается общая пороз-
ность от крупных (35 -- 41%), к средним (40 -- 48%), мелким (42 -- 49%) и
к тонкозернистым -- 47 -- 55%.
Оптимальные физические свойства почв связаны не только с их об-
щей пористостью, но и с размером пор и распределением объемов пор
разного размера. Чем грубее пески, тем крупнее в них поры, но тем
меньше общая удельная поверхность песков и общая их пористость. Пес-
ки не агрегированы. Поры между песчинками в десятки раз крупнее чем
внутриагрегатные, но значительно меньше, чем межагрегатные поры в
структурных почвах тяжелого гранулометрического состава. Преоблада-
Глава XVIII. Физические свойства песчаных и каменистых почв
555
ют в песках поры 0.03 -- 0.10 мм и потому даже тонкие корни растений не
могут проникать в слежавшиеся пески, лишенные гумуса. В почвах же
тяжелых структурных с межагрегатными порами размером до 1−3 мм
корни легко в них проникают. Пески и почвы на них с содержанием фи-
зической глины до 10% являются иммунными для злейшего врага вино-
градной лозы -- филоксеры: личинки ее в два раза крупнее обычных пор в
песках диаметром менее 0.1 мм.
Эффективный диаметр пор (по расчетам В.Г. Витязева) для песка
средне- и мелкозернистого, для крупной пыли и глины следующий (таб-
лица XVIII.5):
Таблица XVIII.5
Эффективный диаметр пор для разных фракций
Диаметр фракций, мм
0.5−0.25 0.25−0.10 0.10−0.05 0.05−0.02
Диаметр пор, мкм
170
90
25
15
Диаметр средней поры в песках составляет 0.065 среднего диаметра
частиц, а в крупных, средних и мелких песках соответственно равен 0.48,
0.24 и 0.11 мм. Пылевато-глинистые частицы 0.02 -- 0.005 мм мигрируют
даже с пленочной водой. Поэтому в дерново-подзолистых почвах выно-
сится из горизонта А2 в горизонт В значительное количество глины
(Мельникова, 1971).
В мелкозернистых песках поровое пространство представлено пре-
имущественно порами влагопроводящими и аэрации, объем тонких пор в
них ничтожно мал (таблица XVIII.6).
Таблица XVIII.6
Объем пор разного диаметра в мелкозернистых песках
Размер пор, мкм
>60
60--10
10--3
<3
Объем пор, %
10--27
15--30
2--6
1--5
Преобладание в песках крупных и средних пор обеспечивает их вы-
сокую воздухо- и водопроницаемость и слабое капиллярное движение
влаги к поверхности.
На песках обитают немногие растения, имеющие в корнях межклет-
ники, по которым кислород поступает прямо из воздуха атмосферы. К
таким растениям относятся щучка дернистая, ольха черная и др. Подъем
уровня бескислородных грунтовых вод сокращает объем почвы, содер-
жащей воздух. Однако частые небольшие (10−20 см) колебания уровня
грунтовых вод улучшают газообмен между почвой и атмосферой, так как
при этом воздух засасывается вглубь почвы.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
556
XVIII.3. Физико-механические свойства песков
Основным отличием легких почв от тяжелых является низкое содер-
жание в них глинистых и илистых частиц. При содержании физической
глины (менее 0.01 мм) меньше 5% пески и песчаные почвы в сухом со-
стоянии характеризуются отсутствием связности -- сыпучестью. При со-
держании физической глины 7−10% уже проявляется связность, а при
влажности соответствующей также границе текучести и небольшая лип-
кость (менее 5 кПа), достигающая в почвах суглинистых 15, в глинистых
более 25 кПа. Слабая липкость легких почв позволяет начинать весен-
нюю пахоту сразу за сходом снега при влажности даже выше НВ. Тяже-
лые же почвы можно пахать лишь после достижения ими «физической
спелости » при влажности не более 70−80% от НВ.
Удельное сопротивление при распашке влажных легких почв -- 20 кПа,
тогда как в глинистых черноземных -- более 65 кПа. Расход горючего при
вспашке легких почв гусеничными тракторами также в три раза меньше.
Однако в сухом состоянии супесчаные солонцеватые черноземы, каштано-
вые и бурые почвы затвердевают настолько, что ломаются плуги. Поэтому
обработку песчаных почв проводят только во влажном состоянии.
Твердость песков (Т) -- механическое свойство, показывающее сопро-
тивление их расклиниванию или сдавливанию. Используется для физико-
механических характеристик почв при их обработке и как показатель
проницаемости корнями растений.
Твердость почв зависит от ряда показателей: плотности сложения (ρb,
г/см3), содержания органического вещества, насыщенности почв корня-
ми, влажности. В лабораторных опытах на искусственно уплотненных
почвах с помощью крилиумов, были получены следующие зависимости
твердости (кг/см2) от плотности сложения (ρb, г/см3) и влажности почв
(Mazurak, 1968) (таблица XVIII.7).
Таблица XVIII.7
Зависимость твёрдости почвы от плотности её сложения
Твердость почв при влажности, %
Плотность, г/см3
НВ
ВЗ
1.0
2
4.5
1.6
22
45
1.8
50
200
Чем выше плотность сложения сухой почвы, тем выше и ее твер-
дость. При высыхании почвы в интервале влажности от НВ до ВЗ твер-
дость рыхлых почв увеличивалась вдвое, а плотных в четыре раза.
Зависимость твердости от влажности в естественных условиях для
дерново-степных связнопесчаных (А−В−ВС = 70−80 см) и черноземо-
видных супесчаных следующая. В увлажненных почвах (до НВ) значения
Глава XVIII. Физические свойства песчаных и каменистых почв
557
твердости варьируют по профилю от 5−10 кг/см2 в песчаных до 10-20
кг/см2 в супесчаных почвах. При иссушении черноземовидных почв до
влажности завядания (ВЗ) твердость в гумусовых супесчаных горизонтах
А и В -- 25−35, в иллювиальном суглинистом горизонте В2 -- 40, в под-
стилающем карбонатном суглинке Д -- до 50 кг/см2. При дальнейшем ис-
сушении почв Т достигает 50−76 и 90 кг/см2 (Смирнова, 1971).
В связнопесчаных почвах твердость при НВ в два раза, при ВЗ в пол-
тора, а при МГ в три раза меньше, чем в почве супесчаной.
В Бузулукском бору на полиминеральных песках Т возрастает от 8 до
30 кг/см2 в интервале влажности ВРК−ВЗ (по Воронкову, 1973).
Известно, что слежавшиеся безгумусные пески труднопроходимы
корнями. Наличие гумуса и илистых частиц в гумусовых горизонтах пес-
чаных почв придает их сложению большую эластичность, менее жесткую
структуру, особенно во влажном состоянии. Поэтому при оценке твердо-
сти, проницаемости песков и почв корнями следует учитывать твердость,
плотность сложения, общую пористость и распределение объемов пор по
размерам.
XVIII.4. Плотность, пористость, твердость песков и корни
растений
Считалось ранее, что пески и почвы на песках -- с их относительно
крупными порами и раздельночастичностью -- самые рыхлые и легко
проницаемые не только для воды, воздуха, но и для корней растений.
Сейчас показано, что легкие почвы на песках в физическом смысле не-
редко более плотны, чем почвы тяжелые, даже глинистые, обладавшие
агрегатной структурой, так как лишены упругости. Поэтому в слежав-
шиеся безгумусные пески корни растений проникают с трудом. Поверх-
ностные (на глубине 10−15 см) корни сосны в культурах ее по котлови-
нам выдувания поднимаются на склоны соседних бугров высотой 4−5 м,
доходят до их вершины и спускаются по другому склону, уходя от осно-
вания ствола дерева на расстояние 15−25 м и лишь тонкие якорные корни
от этих поверхностных длинных корней уходят в песок вглубь на 50−70
см. Также ведут себя на песках корни акации белой, тополей, березы и
др. Такое их поведение называют «
о
три
ц
а
т
е
л
ь
н
ы
мг
е
о
тро
п
и
змом».
От толстых длинных корней сосны, засыпанных на высоту 2−4 м песком,
возникают в наносе песка новые «якорные» корни, растущие не вниз, а
вверх к поверхности эолового наноса. На стволах деревьев и кустарников
лиственных пород, засыпанных на высоту 2−5 м песком с соседнего бу-
гра, образуются тонкие придаточные корни, уходящие в песок в стороны
и также к поверхности песчаного наноса.
Придаточные корни на стволе хвойное породы, в том числе сосны не
возникают, но от нижних толстых длинных корней идущих от корневой
шейки дерева, образуются тонкие якорные корни устремляющиеся вниз к
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
558
грунтовым водам, а также к поверхности песчаного наноса, где они тонко
ветвятся, усваивая влагу даже небольших осадков и элементы органиче-
ской и минеральной пищи. Но, кроме того, на стволах деревьев, в той же
части ствола сосны, которая засыпана песком, годичные кольца становят-
ся очень узкими и через 20−40 лет диаметр ствола внизу у шейки корня
может быть меньше, чем у поверхности песчаного наноса (Гаель, 1952).
Явление это связано о отсутствием светового прироста и давлением поч-
венной массы. Черенки кустарниковых, ив и тополей, помещенные в
пробуренные на глубину 1−1.5 м скважины и затем засыпанные песком,
не выходили за пределы этого рыхлого слоя в неразрыхленный песок
вокруг скважинки
В песках отсутствуют трещины, а если и появляются зимой, то не
глубже 30−40 см. Почти нет в безгумусных песках и ходов червей, насе-
комых.
Высокая плотность песков характеризуется критической плотностью
и критической пористостью, под которыми следует понимать не просто
объем порового пространства, а именно соотношение пор разного разме-
ра в данном объеме, что обусловливает критическую плотность (порис-
тость) для проникновения корней.
Оптимальные и критические значения плотности сложения неодина-
ковы для разных почв и растений. А. Хиддинг и Ц.В. Берг (Hidding,
Vav der Berg, I960) полевыми и лабораторными опытами установили, что
при порозности меньше 40%, корни растений не проникают глубоко как в
однофазные пески, так даже и в прослои песка между слоями более тяже-
лых грунтов. Если плотность в песчаных почвах превышает 1.7−1.8, а в
почвах глинистых− 1.4−1.5 г/см3, то корни не проникают в почву.
Для легких степных почв приняты следующие значения плотности:
ρb =1.60 г/см3 -- оптимальная, а более 1.75 г/см3 -- критическая; для дерно-
во-подзолистых связнопесчаных почв оптимальная плотность пахотного
слоя для зерновых культур -- 1.3−1.4 г/см3. Для проницания корней пло-
довых культур на черноземовидных супесчаных почвах Дона оптималь-
ные плотности сложения гумусового горизонта 1.4 г/см3, слежавшегося
песка горизонта С -- 1.6 г/см3, а критические значения соответственно
равны более 1.6 и более 1.8 г/см3.
По данным И.М. Ващенко (1973) корни плодовых культур с трудом
проникают как в плотные горизонты B2−Bк, так и в плотные пески гори-
зонта С и в подстилающий суглинок с плотностью 1.7−1.8 г/см3. Предло-
жена оценочная шкала уплотненности легких степных почв на песках в
связи с продуктивностью плодовых культур. На плотных почвах
(ρb =1.6 г/см3) размещаются косточковые -- слива, вишня; на плотноватых
(ρb =1.5 г/см3) семячковые -- яблоня, груша; на рыхлых (ρb =1.4 г/см3) --
абрикос, облепиха, виноград, вишня песчаная.
Глава XVIII. Физические свойства песчаных и каменистых почв
559
Однако не всегда высокие значения ρb песков являются показателем
трудности проникновения корней. По данным Н.С. Зюзя, пески с трудом
проницаемы корнями при широком интервале значений ρb -- от 1.56 до 1.75
г/см3. Но в пределах такой плотности при некоторых условиях корни сосны
могут осваивать с достаточной полнотой те или иные слои почво-грунта.
Степень сопротивления проникновению корней более объективно ха-
рактеризует твердость почв (Т). Твердость показывает сопротивление
почв расклиниванию или сдавливанию и зависит от гранулометрического
состава, плотности сложения, влажности и увеличивается пропорцио-
нально с глубиной, так как пропорциональна массе слоя почвы, оказы-
вающего давление.
Сопоставление характера распространения массы корней сосны в
почвогрунте с плотностью сложения и твердостью показывает более вы-
сокую корреляцию массы корней с твердостью (Н.С. Зюзь, 1990). Плот-
ность и твердость в песчаных почвах закономерно увеличивается с глу-
биной, но для Т характерно большее варьирование значений по слоям,
чем для ρb. Варьирование значений Т связано с неоднородностью сложе-
ния песка, его слоистостью (и аллювиального и эолового). Корни сосны
очень чутко реагируют даже на незначительные изменения грануломет-
рического состава почвогрунта и водно-физические свойства. Скорее
всего, над более тонкозернистыми прослоями (визуально не различимы-
ми) песок более влажный, и следовательно, менее твердый и более про-
ницаемый корнями. Определение ρb в отличие от Т этих различий в сло-
жении песчаного почвогрунта не улавливает. Следовательно, можно го-
ворить об оптимальных и критических значениях твердости песка только
при определенной влажности и на определенной глубине.
Таблица XVIII.8
Оптимальные, предельные и критические плотности, пористости и твердо-
сти легких почв для роста корней плодовых: культур (И.М. Ващенко, 1973)
Генетические
горизонты
Физические
свойства
Опти-
маль-
ные Допустимые Критиче-
ские
Корни
не рас-
тут
плотность, г/см3 <1.40
<1.50
<1.60
−
пористость, % 47−45
45−42
40−38
−
А, В1
твердость, кг/см2
<20
30−40
>60
−
плотность, г/см3 <1.50 1.50−1.65 1.65−1.70 1.77−1.85
пористость, % 45-42
38−35
<35
−
В2, Вк
ортзанды
твердость, кг/см2
<30
60−65
>65
>73
плотность, г/см3 <1.60 1.60−1.75 1.75−1.80 1.82−1.90
пористость, % 42−40
35−33
<33
−
С
твердость, кг/см2
<25
<50
>40
>65
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
560
Целесообразно характеризовать критическую твердость песков для
корнедоступности при оптимальных факторах, в частности при влажно-
сти, близкой к НВ. Ткр=16−18 кг/см2 (1.6−1.8 МПа) при влажности НВ
наблюдается в котловинах выдувания в древнеэоловых песках на глубине
0.6−0.8 м, в эоловых песках современной фазы дефляции (менее 50 лет) --
на глубине 1.8−2 м. Многочисленные раскопки корней сосны показывают
углубление их именно до этих глубин.
При хорошем увлажнении даже безгумусные слежавшиеся пески
становятся проницаемыми для корней.
XVIII.5. Определение физических свойств каменистых почв
по методам Зайдельмана
В районах распространения моренных отложений, в зонах пролюви-
альных шлейфов, на элювии коренных пород, на надпойменных и пой-
менных террасах речных долин и в староречьях широко распространены
почвы, профиль которых обогащен каменистым материалом. При изуче-
нии физических свойств каменистых почв следует использовать специ-
фические приемы, учитывающие особенности гранулометрического со-
става таких почв. В этих условиях, в частности, целесообразно отказаться
от применения буровых методов при определении плотности, поскольку
даже при относительно небольшом содержании в почве каменистых от-
дельностей (более 10−20%) и при их размере 3−5 см работа такими мето-
дами оказывается невозможной.
Поэтому нами (Зайдельман, 1957, 1981) были разработаны специаль-
ные методы определения плотности и влажности и предложены формулы
для расчета пористости, содержания воздухоносных пор, запаса влаги в
каменистых почвах. При последующем изложении мы будем исходить из
предпосылки, что содержащиеся в почве каменистые отдельности пред-
ставляют собой «пассивный балласт», не обладающий заметной пористо-
стью и влагоемкостью. Это предположение безусловно справедливо в
отношении камней и валунного материала изверженных пород (напри-
мер, гранита, гнейса, сиенита, кварца, порфирита и др.), а также ряда оса-
дочных и метаморфизированных пород, широко представленных в гу-
мидных ландшафтах европейской территории РФ (кварциты, песчаники,
некоторые сланцы и др.). Вместе с тем известковые каменистые отдель-
ности могут обладать определенной влагоемкостью и пористостью, кото-
рые должны быть установлены дополнительно и учитываться при расче-
тах. Пористость таких образцов и влагоемкость учитывают обычно мето-
дом парафинирования, а в расчет вводят необходимые поправки на по-
ристость и влагоемкость известковых каменистых отдельностей.
Глава XVIII. Физические свойства песчаных и каменистых почв
561
Рис. XVIII.1. Сосуды для определе-
ния объёма каменистых фракций
(размеры в см.): А, Б -- большой и
малый цилиндр для определения
общего объёма каменистых фракций
и объема выступающих частей ка-
менистых отдельностей; В -- разме-
ченная каменистая отдельность; Г --
поддон для сбора вытесненной воды
Рис. XVIII.2. Заполнение выемки
(А) каменистой почвы песком или
другим сыпучим или жидким мате-
риалом при определении объёмной
массы
XVIII.5.1. Определение плотности каменистых почв и расчет по-
ристости
При определении плотности каменистых почв объем образца в естест-
венном сложении устанавливают путем точного замера объема выемки,
образовавшейся после извлечения пробы. Объем выемки равен объему
сыпучего или жидкого материала, которым она заполняется после извлече-
ния образца (рис. XVIII.2). Для каменистых почв в качестве заполнителя
может быть использован средне- и крупнозернистый песок, освобожден-
ный от механических примесей просеиванием через сито с диаметром от-
верстий 3 мм. С этой же целью могут использоваться стеклянные или ме-
таллические шарики, причем последние особенно удобны, потому что мо-
гут быть легко извлечены из выемки магнитом. Наконец, объем выемки
можно установить по объему жидкости, заполняющей выемку, дно и стен-
ки которой покрывают тонкой и эластичной резиновой или иной пленкой.
Для определения плотности
массы каменистых почв необходимо
следующее оборудование: стеклян-
ный мерный цилиндр емкостью 1 л;
жесткая волосяная кисть; метал-
лический совок; большой и малый
металлические
цилиндры
с
поддоном (рис. XVIII.1); сантиметр;
почвенный нож; сито с диаметром
отверстий 3 мм; песок, высушенный и просеянный через сито 3 мм или
иной заполнитель.
Площадку (1.5−2.0 м2), предназначенную для взятия почвенных об-
разцов, тщательно выравнивают. Препарируют выступающие части ка-
менистых отдельностей от прилегающего к ним мелкозема. Образцы бе-
рут послойно, повторность определений тройная. В некоторых случаях
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
562
целесообразно ограничиться одной повторностыо, увеличив в 2−3 раза
размеры выемки.
На отделенных от мелкозема выступающих камнях мягким простым
карандашом (или краской) делают прочерк по линии касания дневной
поверхности площадки с камнем, а также помечают его выступающую
часть.
Совком и ножом аккуратно извлекают пробу каменистой почвы та-
ким образом, чтобы не вызывать обвала стенок выемки. Объем пробы
должен быть не менее 5−6 л для почв, не содержащих каменистые от-
дельности более 10 см и не менее 7−8 л при наличии в пробе единичных
каменистых отдельностей от 10 до 15 см. Глубина взятия пробы 15−20 см
в случае, если мелкозем, переслаивающий каменистые отдельности,
представлен суглинками, и 8−12 см, если мелкозем представлен песком
или супесью.
Далее с помощью совка и жесткой кисти из выемки извлекают раз-
рыхленную и осыпавшуюся в процессе взятия пробы почвенную массу.
Для измерения объема выемки ее заполняют песком или иным материа-
лом, объем которого строго учитывают. С этой целью в каждом случае с
одной и той же высоты заполняют мерный цилиндр песком и с такой же
высоты свободно высыпают песок из мерной емкости в выемку. Одно-
родное уплотнение песка в мерной посуде и в выемке может быть дос-
тигнуто стандартным уплотнением путем определенного по частоте
(25−30 раз) погружения тонкой металлической пластинки.
Сырую пробу каменистой почвы удобно отбирать в пластмассовый
мешок. Пробу взвешивают и отбирают образцы для определения влажно-
сти (в тройной повторности). Пробу освобождают от мелкоземистых
фракций (частиц менее 0.2 см) промывкой всей почвы на сите (2 мм) в
текущей воде. Освобожденные от мелкозема каменистые отдельности
сушат до воздушно-сухого состояния и определяют их общую массу Мs.
Части каменистых отдельностей, выступающие над дневной поверхно-
стью площадки, погружают индивидуально в малый цилиндр, наполнен-
ный водой. Уровень воды в цилиндре перед каждым определением должен
соответствовать уровню горизонтальной плоскости, проведенной через
сливное отверстие. Затем измеряют объем воды, вытесненной погружени-
ем помеченных частей каменистых отдельностей. Сумма этого объема и
объема песка, пошедшего на заполнение выемки, есть общий объем извле-
ченного образца каменистой почвы в естественном сложении (V).
Суммарный объем каменистых фракций определяют погружением
последних в наполненный водой большой цилиндр. Объем воды, вытес-
ненной в этом случае, есть объем каменистых фракций почвы (Vs). Далее
Глава XVIII. Физические свойства песчаных и каменистых почв
563
рассчитывают общую массу образца сухой каменистой почвы (М), взятой
для определения плотности (абсолютно сухая масса мелкозема плюс мас-
са воздушно-сухих каменистых отдельностей).
Если работа ведется на мелкокаменистых почвах, а объем высту-
пающих частей каменистых отдельностей мал и им можно пренебречь в
практических целях, то объем выемки можно определить по количеству
воды (или другой жидкости), заполнившей выемку, поверхность которой
предварительно покрывают тонкой резиновой пленкой.
Полученные данные позволяют рассчитать общую плотность каме-
нистой почвы:
ρb=M/V .
(XVIII.1)
Эти же данные дают возможность определить плотность мелкозема,
заполняющего пространство между каменистыми отдельностями:
ρe=(M--Ms)/(V--Vs).
(XVIII.2)
Зная плотность мелкозема, нетрудно определить его пористость (%):
ε=[(γ--ρe)×100]/γ,
(XVIII.3)
где γ -- плотность твердой фазы мелкозема.
Величины, полученные из формулы (XVIII.1), могут быть использо-
ваны для расчета объема различного рода земляных работ, проводимых в
каменистых почвах. Формулы (XVIII.2) и (XVIII.3) позволяют не только
оценить плотность сложения мелкозема каменистых почв, являющегося
основным вместилищем корней растений, но и перейти к расчету ряда
других важных характеристик, например, общей пористости всей каме-
нистой почвы:
ε= Δv [(γ--ρe)×100]/γ,
(XVIII.4)
где Δv -- доля мелкозема от общего объема каменистой почвы
Δv =(V--Vs)/V.
(XVIII.5)
Плотность каменистых почв целесообразно определять в сухие пе-
риоды года, так как замеры объема выемки с помощью песка достаточно
сложны во время выпадения дождей и в сырой почве.
XVIII.5.2. Определение влажности каменистых почв, расчет за-
паса влаги и воздухоносной порозности
Влажность каменистых почв весовым методом может быть определе-
на двумя принципиально разными приемами. Во-первых, высушиванием
крупных образцов, содержащих все фракции камней и мелкозема. Этот
прием, весьма громоздкий и сложный, обычно искажает показания влаж-
ности в результате неравномерного распределения камней различного
размера в параллельных пробах. Вместе с тем отбор в поле средней про-
бы с характерным содержанием каменистых отдельностей сопряжен с
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
564
потерей влаги. Поэтому при работе с почвами, содержащими каменистый
материал изверженных пород, правильнее отказаться от определения
влажности в крупных образцах каменистых почв.
Для массовых определений влажности в таких почвах (и грунтах), где
каменистые отдельности образованы изверженными или осадочными
породами, не обладающими заметной влагоемкостью и порозностью, ---
гранитами, гнейсами, сиенитами, песчаниками и глинистым сланцем,
кварцем, кварцитом, конгломератами, брекчией и др., рекомендуется
другой достаточно точный и быстро выполняемый методический прием.
Поскольку влагоемкость камней перечисленных выше пород весьма
низка, расчет влажности каменистых почв проводят исходя только из
влажности мелкозема. Для этого из стенки свежеотрытого разреза отби-
рают в обычный алюминиевый бюкс мелкоземистую часть каменистой
почвы. Этот мелкозем, однако, обогащен каменистыми фракциями, пол-
ное отделение которых от мелкозема сопряжено с потерей влаги. Поэто-
му быстро удаляют лишь крупные камни, бюкс закрывают крышкой и
взвешивают. Взятый образец высушивают при температуре 100−105°С и
определяют общую абсолютно сухую массу пробы, состоящую из мелко-
зема и некоторого количества камней.
Высушенную пробу высыпают на бумагу, тщательно растирают ко-
мочки мелкозема с тем, чтобы выделить содержащиеся в них камни. За-
тем пробу переносят на сито с диаметром отверстий 2 мм, просеивают и
определяют массу оставшихся на сите камней.
Зная общую сырую массу образца Мс, его сухую массу М и массу
камней (Ms), определяют влажность мелкозема (в %) каменистой почвы
We = [(Мс--М)/(М--Ms)]×100.
(XVIII.6)
Запас влаги S в слое каменистой почвы может быть рассчитан по
формуле:
S = H·We·ρe (м3/га),
(XVIII.7)
где H -- мощность расчетного слоя, см.
Зная пористость мелкозема и объем, занимаемый водой, можно рас-
считать воздухоносную пористость (%) в мелкоземе и во всей камени-
стой почве.
Содержание воздухоносных пор (%) в мелкоземе каменистой почвы
при влажности We
εе=Ve--We ρe ,
(XVIII.8)
а каменистой почвы в целом
ε=(Ve--We ρe) ·Δv.
(XVIII.9)
Глава XVIII. Физические свойства песчаных и каменистых почв
565
Литература
Ващенко И.М. Влияние физических свойств черноземовидных супесча-
ных почв на корневую систему плодовых растений. Почвоведение. 1973. №1
Воронков Н.А. Влагооборот и влагообеспеченность сосновых насажде-
ний. М. 1973
Гаель А.Г. Облесение бугристых песков засушливых областей. М. 1952
Гаель А.Г. Смирнова Л.Ф. Пески и песчаные почвы. М.ГЕОС. 1999.
Гладкий А.С. О классификации песчаных почв по механическому составу
в агролесомелиоративных целях. Борьба с эрозией и повышением плодоро-
дия эродированных почв Украины. Киев. Изд-во Укр. акад. с.х. наук. 1962.
Зайдельман Ф.Р. Мелиорация заболоченных почв Нечерноземной зоны
РСФСР. М.: «Колос», 1981.
Зайдельман Ф.Р. Методика определения некоторых физических и водно-
физических свойств каменистых почв. Почвоведение. 1957, №1
Зюзь Н.С. Культуры сосны на песках Юго-востока. М., 1990.
Крюденер А.А. Основы классификации типов насаждений. Матер. по
изучению русского леса. Петроград. 1916. Вып. III Ч. 1.
Мельникова М.К., Ковеня С.В. Применение радиоактивных индика-
торов для моделирования процесса лессиважа. Почвоведение. 1971. № 10
Раунер С.Ю. Укрепление и облесение летучих песков в Западной Европе.
Зап. ИРГО общества географии, 1988, вып. XVIII, №3.
Скородумов А.С. Лесорастительные условия Нижне-Днепровских пес-
ков. Облесение песков. Киев. АН УкрССР. 1952.
Смирнова Л.Ф. Физические свойства песчаных степных почв. Вестн. Моск.
Ун-та. Сер. Биол. 1971. №3.
Соколов Н.А. Дюны, их образование, развитие и внутреннее строение.
СПб, 1884.
Albert R . P . Die ansschlaygebende Badentung des Masserhans habtes für die
Eintrageleistungen unseren dilnwialtn Sande Ztschr. Forst and Jagt. Apr.1924.
Atterberg A. Die rationale klassification der Sand. Kalmer. 1900
Hidding A.P. Van der Berg C. The relation between pore volume and for-
mation of root systems in soil with sandy layers. Trans. 7-th Int. Congr. Soil. Sci.
Madison. USA. 1960
Mazurak A.P. Polman K. Soil compaction and plant growth. 9 Int. Cong.
Soil. Sci. vol 1. Australia. 1968
ГЛАВА XIX
ОЦЕНКА МЕЛИОРИРУЕМЫХ ПОЧВ ПО ИХ ХИМИЧЕСКИМ
СВОЙСТВАМ
XIX.1. Определение содержания закисного железа
в грунтовых водах в полевых условиях
Количественный метод прямого определения двухвалентного железа
в грунтовых водах, рекомендуемый для использования при почвенно-
мелиоративных изысканиях в полевых условиях, основан на способности
иона Fe2+ образовывать с феррицианидом калия, или красной кровяной
солью К3[Fе(СN)6], турнбулевую синь, окрашивающую раствор в синий
цвет.
3Fe2+ + 2 [Fe(CN)6]3-- → Fe3[Fe(CN)6]2.
При анализе грунтовой воды интенсивность окраски в исследуемой
пробе сопоставляют с окраской стандартных растворов. Для этого пред-
варительно готовят следующие растворы и реактивы:
эталонный раствор, содержащий 0.1 мг/л FeO (или 0.08 мг/л Fe2+). Зеле-
ные невыветрившиеся кристаллы соли Мора (навеска на аналитических
весах) в количестве 0.5462 г растворяют в 500 мл 0.1 н H2SO4 в мерной
колбе на 1 л. Раствор доводят до метки дистиллированной водой. Для
приготовления шкалы сравнения в пять мерных колб на 100 мл переносят
4, 8, 15, 31 и 63 мл эталонного раствора и доводят до метки дистиллиро-
ванной водой; концентрация железа в этих колбах составит соответст-
венно 3, 6, 12, 25 и 50 мг/л;
реактив на закисное железо -- смесь 1 г красной кровяной соли и 9 г са-
харной пудры, растертой в яшмовой ступке;
KHSO4 -- кислый сернокислый калий, химически чистый.
Исследуемую грунтовую воду наливают в пробирку до метки 5 см,
добавляют 0.2 г KHSO4 и 0.1 г реактива на закисное железо. Аналогично
готовят стандартный раствор. После добавления реактивов раствор
взбалтывают и через 3 мин колориметрируют в компараторе с окрашен-
ным стандартным раствором. Растворы сравнения целесообразно обнов-
лять ежедневно.
Глава XIX. Оценка мелиорируемых почв по их химическим свойствам
567
Таблица XIX.1
Профилактические мероприятия по борьбе с закупоркой гончарных дрен
гидроокисью железа при разной концентрации Fe2+ в грунтовых водах
Содержание
Fe2+ в грунто-
вых водах мг/л
Угроза закупорки дрен
гидроокисью железа
Профилактические мероприятия
по борьбе с закупоркой дрен гид-
роокисью железа
<3
Отсутствует
1) не требуется
3--6
Возможна
закупорка
перфорации дренажных
пластмассовых труб
2)применение дренажных труб из
иных материалов (гончарные, де-
ревянные и другие)
6--12
Возможно образование
железистых пробок в
дренажных не пластмас-
совых трубах
3) увеличение уклона дрен до
0.005--0.007 и более
12--25
Возможно интенсивное
образование железистых
пробок в керамических
трубах
4) увеличение уклона дрен до
0.005--0.007 и более; интенсивное
известкование и аэрация почв
(кротование, рыхление)
25--50
Интенсивное охрообразо-
вание в дренажных тру-
бах
5) те же мероприятия, что и для
группы 4; кроме того, целесооб-
разно применение более крупного
диаметра дрен (7.5--10 см). Ис-
пользование ионов меди для по-
давления жизнедеятельности же-
лезобактерий
>50
Интенсивное охрообразо-
вание в дренажных тру-
бах; интенсивное ожелез-
нение почвы
6) те же мероприятия, что и для
группы 5; кроме того, перехват
ожелезненных вод системой лов-
чих каналов
При оценке возможности закупорки дренажа гидроокисью железа
учитывают, что концентрация Fe2+ в грунтовых водах может заметно ме-
няться во времени. Так, на протяжении теплого периода в Нечерноземной
зоне европейской территории РФ в результате разбавления потока грун-
товых вод снеговым паводком, «упаривания» в засушливый период, из-
менения парциального давления угольной кислоты и других причин кон-
центрации Fe2+ обычно возрастает на 20--40% и более. Поэтому в ходе
мелиоративных изысканий целесообразно собрать сведения о содержа-
нии железа в грунтовых водах изучаемого массива весной, летом и осе-
нью. Особый интерес представляют такие данные за весенний период,
поскольку он совпадает с температурным оптимумом (3--5°С) железобак-
терий.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
568
XIX.2. Качественные определения хлоридов, сульфатов и со-
ды в водных вытяжках в полевых условиях при картирова-
нии
Ход определений
10 г воздушно-сухой почвы поместить в колбу, емкостью 250 мл и
прилить 50 мл дистиллированной воды, закрыть пробкой и взболтать 1--2
минуты, профильтровать. Фильтрат разлить в 3 пробирки; оставшуюся
суспензию перелить в фарфоровую чашку.
1. Определение нона хлора (Cl--). К 5--10 мл исследуемой вытяжки
добавить 2--3 капли 1 % раствора азотнокислого серебра, подкисленного
HNO3. В присутствии хлора образуется помутнение или белый осадок
AgCl. За появлением осадка наблюдают на черном фоне.
2. Определение сульфат-иона (SO42--). В пробирку с 5--10 мл
исследуемой вытяжки прибавить 3--4 капли 10% раствора хлористого
бария, слегка подкисленного соляной кислотой. В присутствии сульфат-
иона из раствора выпадает белый кристаллический осадок. Помутнение
в пробирке наблюдать сбоку на черном фоне через 1--2 минуты.
З. Пробу на соду следует делать в суспензии в белой фарфоровой
чашке, приливая фенолфталеин по краям. Если в малиновый цвет суспен-
зия не окрасилась после прибавления фенолфталеина, то CO32-- в этом
растворе нет. Сода отсутствует (Зайдельман и др., 2002).
XIX.3. Количественное определение степени заболоченности
минеральных почв по составу ортштейнов
При диагностике гидроморфных почв, расчетах параметра дренажа и
решении других вопросов особое значение имеет определение степени
заболоченности почв.
Объективная оценка степени заболоченности минеральных почв, на-
ходящихся в условиях естественного режима, может быть получена ана-
литически при химическом исследовании ортштейнов -- конкреционных
новообразований, состав и свойства которых тесно связаны с особенно-
стями водного режима суглинистых и глинистых почв подзолистого и
болотно-подзолистого типов.
Метод определения степени заболоченности почв по химическим
свойствам ортштейнов, предложенный Ф.Р. Зайдельманом и А.К. Оглез-
невым (1971) для диагностики почв с элювиальным или элювиально-
иллювиальным профилем, заключается в следующем.
В конкреционных новообразованиях п
о
ч
всэ
л
ю
в
и
а
л
ь
н
о
-
иллювиальным профилем с увеличением продолжительности поверхно-
стного затопления соответственно увеличивается отношение валовых и
подвижных форм железа и марганца. Для таких почв отмечена устойчи-
вая зависимость между степенью их заболоченности и отношением под-
Глава XIX. Оценка мелиорируемых почв по их химическим свойствам
569
вижного железа к марганцу в ортштейнах. Отношение подвижного желе-
за к марганцу (Кз = Fe/Mn) в конкрециях -- коэффициент заболоченности
минеральных почв -- может быть использован при диагностике степени
заболоченности почв (Зайдельман, 1981, 1987). Его определение весьма
несложно и сводится к выполнению следующих операций:
выделение ортштейнов из почвы
Для определении коэффициента заболоченности используют общую
массу образца ортштейнов из верхнего (0--10 см) слоя пахотного или ак-
кумулятивного горизонта разреза или прикопки. Ортштейны извлекают
из образца массой 0.5 кг. Воздушно-сухой образец почвы промывают
водой на сите с диаметром отверстий 1 мм. В основном вся почва прохо-
дит сквозь сито. На сите остаются ортштейны крупнее 1 мм. Полученный
на сите образец ортштейнов высушивают, освобождают от примесей
(электромагнит) и взвешивают;
подготовка образца ортштейнов к анализу
Для аналитического исследования ортштейнов образец растирают в
фарфоровой ступке и просеивают сквозь сито с отверстиями 0.25 мм; 1 г
растертого образца ортштейнов взбалтывают на ротаторе в 100 мл 1 н
раствора H2SO4 в течение двух часов. Вытяжку фильтруют, в фильтрате
определяют железо и марганец;
определенно железа
В плоскодонную эрленмейеровскую колбу емкостью 250--300 см3 по-
мещают 5--10 см3 вытяжки, доливают водой до общего объема 25 см3,
приливают 1 см3 концентрированной азотной кислоты и нагревают на
электроплитке до кипения. После этого раствор нейтрализуют конце н-
трированным раствором аммиака до появления желтой мути, приливают
10 см3 10%-ного раствора соляной кислоты и дистиллированную воду до
общего объема 100 см3. Раствор нагревают до 70--80°С, приливают 1 см3
20--30%-ного раствора сульфосалициловой кислоты. При наличии железа
раствор окрашивается в вишневый цвет. Раствор титруют 0.05н раство-
ром трилона Б до обесцвечивания окраски. Содержание железа рассчи-
тывают в мг на 100 г ортштейнов;
определение марганца
В стакан емкостью 100 см3 помещают 5--10 см3 вытяжки, приливают 1
см3 концентрированной ортофосфорной кислоты и 1 см3 1%-ного раство-
ра азотнокислого серебра. Прибавляют 200--300 мг сухой соли персуль-
фата аммония или калия и нагревают на электроплитке до начала кипе-
ния. При наличии марганца раствор окрашивается в розовый цвет (цвет
раствора марганцевокислого калия). Снова прибавляют персульфат ам-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
570
мония и доводят раствор до кипения. Эту операцию повторяют до тех
пор, пока интенсивность окраски не перестает возрастать. Раствор охла-
ждают, переносят в мерную колбу емкостью 50--100 см3, доводят до мет-
ки 1 н раствором серной кислоты, перемешивают и колориметрируют с
зеленым светофильтром. Рассчитывают содержание марганца в мг на 100
г ортштейнов. Коэффициент заболоченности (Кз = Fe/Mn) определяют
путем деления значений содержания подвижного железа на содержание
подвижного марганца, извлекаемых 1 н H2SO4 из 100 г ортштейнов. От-
ношение кислоторастворимых форм железа к марганцу, извлекаемых из
ортштейнов, -- чувствительный и стабильный количественный индикатор
степени заболоченности почв. Этот показатель не зависит от погодных
условий, влажности почвы, не меняется при ее обработке и незначитель-
ном изменении гранулометрического состава. Вместе с тем абсолютные
значения этого показателя существенно изменяются в зависимости от
генезиса и состава почвообразующих пород и почв.
Таким образом, коэффициенты заболоченности дают возможность
количественно оценить степень гидроморфизма почвенного профиля и,
используя несложные аналитические методы, объективно судить о целе-
сообразности дренажа и агроэкологических особенностях почв в тех слу-
чаях, когда степень заболоченности последних установлена на основе
исследования их гидрологического режима и продуктивности райониро-
ванных сельскохозяйственных культур в годы разной влажности (Под-
робнее об оценке степени заболоченности почв см. в монографии Ф.Р.
Зайдельмана «Гидрологический режим почв Нечерноземной зоны »
Л.:Гидрометеоиздат, 1985).
Литература
Зайдельман Ф.Р. Мелиорация заболоченных почв Нечерноземной зоны
РСФСР. М.: «Колосс», 1981.
Зайдельман Ф.Р. Гидрологический ресурс почв Нечерноземной зоны. Л.:
«Гидрометеоиздат», 1985.
Зайдельман Ф.Р. Рекомендации по диагностике степени заболоченности
минеральных почв нечерноземной зоны РСФСР и оценки целесообразности
их осушения. Пособие к ВСН-33-2.1.02.-84. 2-е издание дополненное. Мин-
водхоз СССР -- МГУ. М.: 1987.
Зайдельман Ф.Р., Оглезнев А.К. Количественное определение степе-
ни заболоченности почв по свойствам конкреций. Почвоведение. 1971. №10.
Зайдельман Ф.Р., Смирнова Л.Ф. Шваров А.П., Никифорова А.С. Практикум
по курсу «Мелиорация почв». М.: Изд-во МГУ. 2002.
ГЛАВА XX
ПРОСТРАНСТВЕННАЯ ВАРИАБЕЛЬНОСТЬ ФИЗИЧЕСКИХ
СВОЙСТВ ПОЧВ И ГИС-ТЕХНОЛОГИИ
Актуальность про блемы
Современный этап развития физики почв характеризуется активным
переходом от исследований физических свойств почв в почвенном про-
филе к исследованию почвенного покрова в ландшафте. Исследование
вариабельности физических свойств необходимо при построении карт
агрофизических свойств и режимов почв, мелиоративных карт, при оцен-
ке экологического состояния почвенного покрова, при моделировании
процессов переноса и перераспределения веществ в ландшафте (во вре-
мени и пространстве), планировании мелиоративных мероприятий и ме-
роприятий системы адаптивно-ландшафтного земледелия. Пространст-
венная неоднородность почвенных свойств определяет специфику поле-
вого исследования почв и особенности хозяйственного использования
почвенного покрова.
При описании больших территорий используются региональные базы
данных, которые создаются повсеместно в мире. Однако, если объектом
исследования является конкретный ландшафт с площадью от нескольких
до нескольких десятков гектаров со сложным почвенным покровом, то
возникает необходимость получения реального массива почвенно-
физических данных, который можно использовать для оценки и после-
дующего расчета миграции веществ и энергии в ландшафте.
Общим подходом при получении необходимого почвенно-
ландшафтного обеспечения является использование педотрансферных
функций, для построения которых необходим географически определен-
ный массив традиционной почвенной информации (гранулометрический
состав, содержание органического вещества, плотность почвы, почвенно-
гидрологические константы, емкость катионного обмена и др) (см. главу
XI монографии).
Как получить указанный экспериментальный материал для непре-
рывного почвенного покрова, какие использовать подходы и способы
получения больших массивов данных?
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
572
XX.1. Явление неоднородности почвенных свойств. Факторы,
определяющие неоднородность. Уровни неоднородности
почвенных свойств
Свойства почвы изменяются в вертикальном и горизонтальном на-
правлениях. Изменчивость почвенных свойств может быть обусловлена
действием различных факторов окружающей среды. Изменение в про-
странстве и во времени факторов почвообразования (материнской поро-
ды, рельефа, климата, растительного и животного мира), а так же проте-
кание различных внутрипочвенных процессов влечет за собой законо-
мерное изменение почвенных свойств. Действие каждого фактора ох-
ватывает различные по размеру и положению в пространстве части
почвенного покрова и почвенного профиля. Разнообразие этих факторов и
различная интенсивность их воздействия в пространстве и во времени
приводит к дифференциации почвенного покрова, но в то же время пре-
пятствует образованию резких границ между отдельными элементами
почвенного покрова, что обусловливает непрерывность и постепенность
изменения почвенных свойств (Дмитриев, 1983).
Один и тот же фактор может действовать по-разному на различных
иерархических уровнях организации почвы, что приводит к варьирова-
нию почвенных свойств на всех этих уровнях. Выделяются следующие
уровни организации почвы: молекулярно-ионный уровень, уровень эле-
ментарных почвенных частиц, агрегатный уровень, горизонтный уровень,
уровень почвенного индивидуума, уровень почвенного покрова и т.д.
(Воронин, 1986).
От уровня рассмотрения почвенных свойств зависит выбор подходов
и методов к изучению их варьирования. Сформулированные по результа-
там исследований выводы справедливы лишь для данного уровня. Одна-
ко некоторые основные подходы и принципы являются универсальными
и могут быть применимы при изучении вариабельности почвенных
свойств на различных уровнях.
Цели при изучении варьирования физических свойств почвы на раз-
личных уровнях организации почвы могут быть самыми разнообразны-
ми. Варьирование свойств на текстурном уровне может быть обусловле-
но неоднородностью сложения почвообразующих пород, типом взаимо-
действия составляющих элементарных частиц, и его изучение дает нам
информацию о структуре субстрата, на котором протекают почвообразо-
вательные процессы, и который является основой для формирования аг-
регатной почвенной структуры (Шеин, Милановский, 2001). Варьирова-
ние физических свойств на уровне почвенной структуры может быть ин-
тересно с точки зрения условий функционирования почвенной биоты и
условий формирования почвенного органического вещества. Изучение
варьирования свойств на уровне горизонта или педона может быть по-
Глава XX. Пространственная вариабельность физ ических свойств почв...
573
лезным при исследовании процессов формирования преимущественных
потоков влаги и вещества в почвенном профиле, варьирование почвен-
ных свойств на уровне ландшафта -- это основа биоразнообразия, его изу-
чение важно для понимания процессов ландшафтного уровня и т.д.
Каким образом можно получить информацию о пространственном
варьировании того или иного почвенного свойства? Какие существуют
способы для количественного описания, математического и графического
представления полученного материала?
Процесс изучения пространственной вариабельности физических
свойств почвы можно представить в виде следующей схемы (рис. XX.1).
Рис XX.1. Этапы работ по изучению пространственной вариабельности физиче-
ских свойств почв.
Цели и задачи исследования
Определение количества точек опробования, выбор глубин опробования,
схемы опробования (размещение точек опробования), шага опробования,
уточнение перечня свойств в соответствии с целями и задачами исследования,
выбор методов определения свойств, количество повторностей
определение почвенных свойств
полевыми методами и отбор образцов
выбор объекта исследования
подход к изучению неоднородности
определение масштаба и объема ис-
следования
Сбор экспериментальной информации
определение почвенных
свойств лабораторными методами
описание вариабельности почвенных свойств в соответствии с выбран-
ной моделью, прогнозные расчеты, графическое представление
Обработка данных и представление
результатов
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
574
XX.2 Предварительный этап работ, планирование
эксперимента
Перед началом работы необходимо чётко сформулировать цель рабо-
ты, определить, какого рода информация об объекте должна быть полу-
чена в ходе исследования, так как от этого будет зависеть объем и схема
полевого эксперимента, приёмы и методы исследования.
Необходимость изучения пространственной вариабельности физиче-
ских свойств может возникнуть при решении следующих задач. Условно
разделим их на три группы:
1. при составлении общей характеристики изучаемого пространства с
точки зрения физических свойств (получение среднего значения для
какого-либо физического свойства, наличие или отсутствие какого-либо
признака, определение запасов вещества и т.д.) (Самсонова, 2003);
2. при зонировании изучаемого пространства (выделение зон, характери-
зующихся определенными условиями, например, оптимальным агрофи-
зическим состоянием, выделение зон преимущественного передвижения
влаги, выделение зон с повышенным содержанием вещества и т.д.)
3. при исследовании структуры почвенного покрова через изучение фи-
зических свойств почвы для понимания механизмов функционирова-
ния изучаемого почвенного пространства (изучаемой территории).
Можно выделить два основных наиболее распространенных подхода к
изучению и описанию пространственной вариабельности свойств почвы.
Первый подход предполагает, что свойства почвы меняются скачко-
образно на границах, разделяющи х различн ые почвенные классификаци-
онные единицы, либо же области действия одного и того же фактора. В
этом подходе предполагается наличие исходной опорной информации в
виде почвенной карты, карты рельефа и т.д. В этом случае изучение объ-
екта исследования может быть произведено по методу ключей, при кото-
ром точки опробования закладываются в наиболее характерных для вы-
деленных классификационных единиц местах. Это могут быть водораз-
дельные области, отдельные части склона и т.д. Или же схема опробова-
ния может представлять собой регулярную, случайно-регулярную сеть и
случайное опробование. При заложении регулярной сети точки опробо-
вания располагаются на равном расстоянии друг от друга. Реализация
случайно-регулярной сети предполагает разбиение изучаемой территории
на равные сектора, внутри которых точки опробования выбираются слу-
чайным образом. Опробование по сетке предполагает дальнейшую сор-
тировку данных на группы, соответствующие отдельным классификаци-
онным единицам. Так же возможен случайный выбор точек опробования
внутри каждого контура.
Свойства, определенные в ключевых точках, или усредненные в слу-
чае опробования по сетке, приписываются всей территории контура
внутри заданной границы. Варьирование свойств на малых расстояниях в
Глава XX. Пространственная вариабельность физ ических свойств почв...
575
пределах контура считается случайным или считается следствием ошиб-
ки эксперимента. В этом случае математическое описание варьирования
изучаемого показателя в пределах каждого контура может быть произве-
дено при помощи методов классической статистики. Наиболее часто ис-
пользуемые показатели для описания варьирования в пределах заданной
границы -- это форма распределения изучаемой величины, среднее, дис-
персия, стандартное отклонение, коэффициент вариации, характеристики
свертки (пределы варьирования, квантили). Графическое представление
результатов исследования реализуется в виде контурных карт, где каж-
дый контур количественно характеризуется набором изучаемых свойств.
Этот подход может быть реализован при решении задач из первой груп-
пы приведенного выше перечня.
Второй подход предполагает, что почвенные свойства изменяются в
пространстве непрерывно и более или менее постепенно. В этом случае
изменение свойства в пространстве можно представить в виде массива
данных - так называемой поверхности, где каждое единичное измерение
будет определяться координатами x, y, указывающими положение точки
опробования в пространстве, и координатой Z, представляющей значение
изучаемого свойства в данной точке. Такие поверхности называют функ-
циональными (Childs, 2004). Каждой паре значений x,y соответствует
единственное значение z.
При данном подходе опробование должно охватывать всю изучае-
мую территорию. Схемы опробования могут представлять собой регу-
лярную и случайно-регулярную сеть.
Для этого подхода разработаны разнообразные методы математиче-
ского описания варьирования показателей, которые можно разделить на
три основные группы: статистические, детерминистические и геостати-
стические методы. Эти методы позволяют описать поведение изучаемой
величины на всей территории исследования, включая области, распола-
гающиеся между точками опробования.
Графически полученную информацию можно представить в виде
карт изолиний, соединяющих точки с одинаковым значением показателя,
или триангуляционных карт, на которых точки опробования соединены
прямыми линиями таким образом, что образуются смежные не перекры-
вающие друг друга треугольники, составляющие непрерывную поверх-
ность. Все эти методы будут подробно рассмотрены ниже.
Этот подход может быть использован при решении задач второй и
третьей групп вышеназванного списка.
Следует отметить, что описанные подходы вовсе не обязательно
должны быть противопоставлены друг другу. Возможны ситуации, при
которых разумным будет являться комбинированное использование этих
подходов. Например, при исследовании больших территорий с ярко вы-
раженным действием какого-либо фактора может быть осуществлено
деление территории на области в соответствии с градациями фактора. Но
внутри отдельных выделенных областей для более детального рассмот-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
576
рения или для каких-либо конкретных практических целей свойство мо-
жет быть описано, как функция координат x,y.
Масштабы и специфика задач, особенности территории (почвенные,
геоморфологические, литологические, гидрологические и т.д.) влияют на
выбор участков опробования и тот вид и объем полевых работ, которые
необходимо провести. На этом этапе исследователь определяет схему
опробования, глубины опробования, количество повторностей, уточняет
перечень свойств в соответствии с целями и задачами исследования, и
методы определения свойств. Понятие «схема опробования» включает в
себя такие параметры, как вид сети, по которой проводят размещение
точек (регулярная, случайно-регулярная или случайная), шаг опробова-
ния, форма и площадь участка, на котором будут определены свойства.
Объем исследования, перечень свойств и методы определения
свойств зависят от конкретных задач эксперимента, но могут быть лими-
тированы временными рамками и наличием рабочей силы.
При составлении общей характеристики изучаемой территории с
точки зрения физических свойств количество точек опробования и их
размещение на изучаемой территории может быть продиктовано необхо-
димой точностью оценки среднего (Дмитриев, 1995; Джонгман, 1999).
Однако в почвенных исследованиях зачастую число точек опробования
оказывается настолько велико, что в реальности реализация такого под-
хода оказывается весьма затруднительной (Джонгман, 1999, Самсонова,
2003). В этих случаях используется геостатистический подход для выбо-
ра оптимального объема выборки и расположения точек опробования
(Джонгман, 1999; Фрид, 2002). Шаг опробования должен обеспечить ста-
тистическую независимость полученных показателей.
При зонировании изучаемой территории и при исследовании струк-
туры почвенного покрова также может быть использован геостатистиче-
ский подход. Однако в этом случае необходимо учесть также, что шаг
опробования и количество точек опробования должно быть таковым,
чтобы сеть опробования охватывала всю изучаемую территорию. При
существовании исходной опорной информации о действии какого-либо
фактора (выраженный рельеф, комплексный почвенный покров, расти-
тельность, различия в сельскохозяйственной обработке и т.д.) располо-
жение точек опробования должно быть продумано таким образом, чтобы
полученная в ходе исследований информация позволила бы охарактери-
зовать все выделяемые градации факторов.
При проведении агрофизической оценки территории требуется ком-
плекс простых и быстрых, физически обоснованных методов определе-
ния необходимого набора физических свойств, которые могут самостоя-
тельно характеризовать почвенно-физические условия и одновременно
использоваться для определения ОГХ и, при необходимости, других гид-
рофизических и гидрохимических характеристик непрерывного почвен-
ного покрова.
Глава XX. Пространственная вариабельность физ ических свойств почв...
577
XX.3. Полевой этап работ
В полевом этапе необходимо выделить две основных части -- ланд-
шафтную и почвенную.
Первая включает в себя изучение параметров и показателей ланд-
шафта, которые оказывают или потенциально могут оказать влияние на
формирование изучаемых почвенных свойств. К этим показателям отно-
сятся рельеф территории, расположение гидрографической сети, состоя-
ние растительности и др. Анализ этой информации часто помогает в рас-
крытии причин формирования неоднородности изучаемых свойств почв
и, следовательно, планировании мероприятий по их оптимизации.
Спецификой второй части полевого этапа - работ по изучению вариа-
бельности почвенных свойств зачастую является невозможность исполь-
зования классических трудоемких полевых методов исследования. При-
чиной, прежде всего, является большое количество точек, в которых про-
водят измерения.
В ходе полевых работ могут быть отобраны почвенные образцы для
дальнейшего определения некоторых почвенных свойств лабораторными
методами.
XX.4. Обработка и представление результатов
От понимания закономерностей варьирования того или иного поч-
венного свойства зависит оценка и прогнозирование изменений свойств
почв в результате деятельности человека. Варьирование изучаемого
свойства определяет как методику изучения динамики почвенных про-
цессов, так и точность оценок и достоверность прогнозов. Поэтому зна-
чительный интерес представляет количественная оценка вариабельности
почвенных свойств на различных иерархических уровнях.
В зависимости от уровня рассмотрения, общее варьирование может
быть разделено на варьирование, обусловленное действием на данном
уровне того или иного фактора (макронеоднородность), и на случайное
варьирование (микронеоднородность), которое обусловлено действием
факторов более мелких уровней, погрешностями эксперимента и т.д. Ос-
новная задача состоит в том, чтобы оценить, какая составляющая преоб-
ладает. Если преобладает микронеоднородность, то почвенные свойства
можно рассматривать как случайные величины. В том случае, если ос-
новная часть варьирования обусловлена макронеоднородностями, может
возникнуть необходимость количественно оценить их вклад в общее
варьирование.
При изучении пространственного варьирования физических свойств
почвы исследователь, как правило, может определить значения свойства
лишь в ряде точек изучаемой территории. Точки, для которых значения
свойств известны, назовем опорными. Точки, для которых значения свой-
ства неизвестны, назовем искомыми.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
578
Одной из задач при изучении вариабельности почвенных свойств яв-
ляется распространение информации, полученной в опорных точках, на
все остальные (искомые) точки территории, иными словами − предсказа-
ние (расчет) значений изучаемого свойства для тех областей изучаемого
пространства, которые не охвачены опробованием.
Рассмотрим некоторые наиболее распространенные способы пред-
ставления и распространения информации о варьировании свойств.
XX.4.1. Контурное представление
Наиболее традиционный способ представления основан на предпо-
ложении, что изменения почвенных свойств носят скачкообразный ха-
рактер, места резкого изменения свойств являются границами между
однородными областями. При этом предполагается, что все пространст-
венные изменения внутри выделенных областей являются статистически
независимыми.
Количественно охарактеризовать варьирование статистически неза-
висимых величин можно при помощи статистических методов. В некото-
рых случаях остающейся внутри выделенных однородных областей ва-
риабельностью либо пренебрегают, либо рассматривают её как результат
ошибки эксперимента.
В качестве основных статистических характеристик для описания
варьирования обычно используют тип распределения, среднее, диспер-
сию, стандартное отклонение, коэффициент вариации и т.д.
Распределение результатов измерений -- так называемое эмпириче-
ское распределение -- позволяет оценить степень неоднородности, вариа-
бельность изучаемого объекта. При большом числе наблюдений (в гене-
ральной совокупности) эмпирическое распределение подчиняется неко-
торым математическим закономерностям, которые лежат в основе теоре-
тических распределений. Наиболее часто в исследовательской практике
опираются на закон нормального распределения. Нормальным распреде-
лением называют распределение вероятностей непрерывной случайной
величины X, которое описывается функцией вида:
2
1
2
1
2
X
Ye
,
(XX.1)
где Y − вероятность, − генеральная средняя (математическое ожида-
ние), − стандартное отклонение генеральной совокупности при n ,
, e -- константы ( =3.14, e=2,72).
Предположение о нормальном распределении является необходимым
при применении регрессионного и дисперсионного анализов, использо-
вании возможных стандартных критериев, например, таких как
t− критерий, дисперсии, оценок среднего и т.д.
Глава XX. Пространственная вариабельность физ ических свойств почв...
579
Положение и форма кривой нормального распределения определяет-
ся параметрами генеральной совокупности при n -- средним и стан-
дартным отклонением .
Форма распределения свойства в ряде случаев может служить харак-
теристикой стадий пространственного развития процесса, формирующего
данное свойство на изучаемой территории (Михеева, 2001).
В качестве примера можно привести гистограмму распределения
значений плотности на глубине 35−40 см по результатам исследований
1997 года (рис.XX.2).
1.0 1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 1.6 1.7 1.8
0
10
20
30
40
50
60
Рис.XX.2. Гистограмма распределения значений плотности почвы (г/см3)
на глубине 34−40 см в мае 1997 года
Гистограмма имеет бимодальную форму. Основной максимум встре-
чаемости приходится на диапазон значений плотности от 1.5 до 1.6 г/см3,
что вполне характерно для подпахотных горизонтов серых лесных почв.
Второй максимум приходится на диапазон значений плотности от 1.3 до
1.4 г/см3, наблюдается левосторонняя асимметрия, длинный хвост в об-
ласти малых значений плотности. Присутствие двух максимумов на гис-
тограмме отражает варьирование плотности почвы на глубине 35−40 см,
обусловленное влиянием фактора. Фактором в данном случае выступает
содержание органического вещества на этой глубине в серых лесных
почвах и в серых лесных почвах со вторым гумусовым горизонтом.
В связи с тем, что для выяснения типа распределения требуется дос-
таточно много данных, на практике часто используются величины, назы-
ваемые свертками, которые позволяют оценить положение распределе-
ния на числовой оси, разброс значений, асимметричность, эксцессив-
ность и т.д (Самсонова, 2003) (см. рис XX.3).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
580
Median
25%-75%
Min-Max
P0 p10 p20 p30 p40 p50
0.7
0.8
0.9
1.0
1.1
1.2
1.3
1.4
1.5
1.6
1.7
1.8
Рис. XX.3. Статистики распределения плотности (г/см3) комплекса серых
лесных почв в июле 2005 года
На практике исследователь имеет дело не с генеральной совокупно-
стью, а с выборкой, в которой число наблюдений n ограничено. Выбо-
рочные наблюдения позволяют получать оценки генеральных параметров
-- выборочную среднюю x и выборочное стандартное отклонение s.
Для выборок при n>100 закономерности нормального распределения
справедливы и для оценок параметров генеральной совокупности (Дос-
пехов, 1972).
Мерой относительной вариабельности может также служить коэффи-
циент вариации V, не имеющий размерности и удобный при сравнении
вариабельности различных свойств.
Выборочную среднюю x , дисперсию s2, стандартное отклонение s,
коэффициент вариации V вычисляют по формулам (XX. 3−6):
X
xn
,
(XX. 2)
2 X-x
s= n-1
,
(XX. 3)
2
ss
,
(XX. 4)
100
s
Vx
,
(XX. 5)
где X -- значение признака, n -- объем выборки.
В том случае, когда необходимо использовать выборочное наблюде-
ние для суждения о какой-либо характеристике генеральной совокупно-
сти, возникает необходимость в применении и проверке статистических
Глава XX. Пространственная вариабельность физ ических свойств почв...
581
гипотез. Под статистической гипотезой понимают научное предполо-
жение о свойствах генеральной совокупности, сделанное на основе выбо-
рочных данных. В большинстве случаев задача сводится к проверке
предположения об отсутствии различий между теоретическими и факти-
ческими статистическими показателями. Такое предположение называет-
ся нулевой гипотезой.
В математической статистике можно выделить две основные группы
методов, используемых для проверки статистических гипотез. В первой
группе методов используются параметрические критерии, которые стро-
ятся на основе параметров выборочной совокупности и представляют
собой функции этих параметров. При этом предполагается, что генераль-
ная совокупность, из которой взята выборка, распределена нормально. К
параметрическим критериям относятся, например, критерии t (Стьюден-
та) и F (Фишера).
Вторая группа методов использует непараметрические критерии, ко-
торые представляют собой функции от варианта данной совокупности с
их частотами. Непараметрические критерии применимы к распределени-
ям самых разнообразных форм.
Параметрические критерии обладают большей мощностью по срав-
нению с непараметрическими критериями, поэтому в случае распределе-
ния изучаемой величины, близкого к нормальному, следует отдавать
предпочтение первым.
Статистические критерии дают возможность оценить различия меж-
ду выделенными в пространстве «однородными» областями (контурами),
позволяют оценить влияние того или иного фактора на величину изучае-
мого почвенного свойства и т.д.
При контурном представлении значение признака Z в точке N может быть
представлено в виде дисперсионной схемы (XX.1) (Джонгман и др. 1999):
0i
Zb b
,
(XX.6)
где 0
b − общее среднее значение для всей изучаемой территории, i
b−
разность между средним внутри отдельного контура, в которой располо-
жена точка N, и общим средним, − независимая нормально распреде-
ленная случайная ошибка со средним, равным нулю.
XX.4.2. Представление в виде функциональной поверхности
Как было сказано выше, изменение свойства в пространстве можно
представить в виде так называемой функциональной поверхности -- мас-
сива данных с координатами x, y, определяющими местоположение точки
(точечного значения свойства) в пространстве, и координатой z, пред-
ставляющей значение изучаемого свойства. Одно из основных предпо-
ложений этого подхода состоит в том, что изучаемое свойство имеет зна-
чение в любой точке исследуемого пространства, то есть, является непре-
рывным (Johnston and all, 2001).
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
582
Математическая модель для построения поверхности должна обеспе-
чить такое соотношение между закономерной (факториальной) и случай-
ной составляющими изменчивости признака, которое бы позволило уст-
ранить неопределенность и сделать наиболее достоверный в данных ус-
ловиях прогноз проявления исследуемого признака. С помощью модели
исследователь должен иметь возможность определить, являются ли дан-
ные опробования взаимозависимыми величинами или нет, можно ли
рассматривать отраженную в них изменчивость как случайную или зако-
номерную величину.
Представление варьирующего показателя в виде функциональной по-
верхности дает возможность выявления структуры варьирования, по-
строения подробных карт изменения того или иного свойства в простран-
стве, возможность предсказания величин изучаемых свойств в точках, в
которых не проводилось опробование.
Процедура расчета значений признака для площадей (ячеек), в кото-
рых отсутствуют точки опробования, называется интерполяцией. Интер-
поляция позволяет описать непрерывное изменение (варьирование) свой-
ства на всей изучаемой территории. Полученную информацию можно
представить в виде карт изолиний или областей с одинаковым интерва-
лом значений Z.
В последние годы модели описания варьирования и методы интерпо-
ляции интенсивно развиваются и вызывают особенный интерес в связи с
широким внедрением в практику почвоведения геоинформационных сис-
тем (ГИС), которые предоставляют исследователю богатый арсенал ме-
тодов работы с графическими объектами -- картами.
В основе каждого из методов интерполяции лежит определенная ги-
потеза и математическое выражение этой гипотезы (интерполяционная
функция). Большинство методов интерполяции основаны на вычислении
числовых коэффициентов, с помощью которых взвешиваются значения
экспериментальных данных в опорн ых точках. Общее условие: чем бли-
же опорная точка к искомой точке, тем больший вес она имеет при оп-
ределении значения интерполяционной функции в этой искомой точке.
Различные методы интерполяции почти всегда будут давать различ-
ные результаты. Все методы интерполяции можно разбить на два класса:
точные интерполяторы и сглаживающие интерполяторы. Некоторые
интерполяционные методы содержат так называемый сглаживающий
параметр, и отличное от нуля значение этого параметра превращает точ-
ный интерполятор в сглаживающий.
В результате применения точных методов интерполяции значение
изучаемого свойства, полученное в опорной точке экспериментальным
путем, принадлежит полученной поверхности.
Использование сглаживающих методов интерполяции подразумевает,
что изучаемая величина измерена в опорных точках с некоторой погреш-
Глава XX. Пространственная вариабельность физ ических свойств почв...
583
ностью. Весовые множители сглаживающих интерполяторов задаются
так, чтобы поверхность, полученная в результате интерполяции, получи-
лась как можно более гладкой.
Методы описания поверхностей можно разделить на две категории:
детерминистские и геостатист ические.
Детерминистские методы при описании поверхностей используют
весовые коэффициенты или математические формулы для учета опорных
точек. Например, метод обратного взвешенного расстояния (IDW) оцени-
вает степень подобия ячеек между собой, в то время как метод Тренда
подбирает гладкую поверхность, которую можно описать при помощи
математической функции.
Геостатистические методы при моделировании поверхности позво-
ляют получить оценку достоверности или точности предсказаний.
Характеристиками интерполированной поверхности можно управ-
лять через ограничение количества точек опробования, используемых
при расчетах, или через ограничение площади, с которой эти точки будут
взяты. Необходимое число точек, используемых при расчетах, набирается
из самых близких к местоположению расчетной ячейки точек до дости-
жения оптимального числа. Напротив, определение фиксированного ра-
диуса в единицах отображения позволяет выбирать для расчетов только
точки в пределах расстояния радиуса от центра искомой ячейки.
Многие методы включают в себя барьеры, которые определяют глад-
кость и непрерывность поверхности. Барьеры необходимы, в тех случаях,
когда интерполяция не должна выполняться поперек таких особенностей,
как линии повреждения, дамб, утесов, и потоков, создающих линейный
разрыв в поверхности. Использование барьеров позволяет описать изме-
нения в поведении поверхности.
Каждый метод использует различные подходы для определения зна-
чения искомой ячейки. Выбор наиболее подходящего метода зависит от
распределения опорных точек и изучаемого явления.
Рассмотрим здесь некоторые наиболее распространенные в практике
ландшафтных исследований методы описания варьирования и интерполяции.
XX.4.3. Детерминистские методы
Детерминистские методы могут быть разделены на две группы:
глобальные и локальные. Глобальные методы при описании поверхности
используют весь набор данных, локальные методы используют опорные
точки, относящиеся только к небольшим участкам изучаемой территории.
XX.4.3.1. Метод треугольной нерегулярной сети
Одним из способов представления функциональной поверхности яв-
ляется треугольная нерегулярная сеть (triangulated irregular network, TIN).
Это структура векторных данных, предназначенная для хранения и от о-
бражения модели поверхности. Этот метод использует в качестве основы
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
584
массив данных опорных точек, характеризуемых координатами x, y и па-
раметром Z. Опорные точки соединены прямыми линиями таким обра-
зом, что образуются смежные не перекрывающие друг друга треугольни-
ки, которые и составляют непрерывную поверхность. Метод не даёт опи-
сания структуры варьирования признака, но может служить для интерпо-
ляции значений. Искомые точки попадают внутрь того или иного тре-
угольника. Значения в искомых точках определяются плоскостью, про-
ходящей через вершины треугольника. Метод применим при равномер-
ном распределении исходных данных. В случае неравномерного распре-
деления на результирующей поверхности появляются изолинии с прямо-
линейными фрагментами.
Следующую группу методов можно объединить под условным на-
званием «Метод сетки» (grid) (Childs, 2004). В этой главе будут рас-
смотрены лишь некоторые из них. Общей особенностью этих методов
является то, что пространство функциональной поверхности может быть
представлено в виде множества прямоугольных ячеек одинакового раз-
мера. Это множество организовано в ряды и колонки. Каждой ячейке та-
кого пространства соответствует определенное значение Z изучаемого
признака. Местоположение ячейки в пространстве может быть охаракте-
ризовано через её положение относительно начала отсчета сетки (начала
координат). На основе метода grid работает большинство используемых в
настоящее время методов интерполяции.
XX.4.3.2. Метод тренда (полиномов)
Метод тренда определяет поверхность, соответствующую опорным
точкам, через регрессионное уравнение. Регрессионное уравнение пред-
ставляет собой зависимость изучаемого показателя от координат x,y. Па-
раметры уравнения рассчитываются по методу наименьших квадратов. В
результате подбирается одно уравнение ко всей поверхности. Результи-
рующая поверхность минимизирует поверхностную дисперсию, которая
рассчитывается по разности между фактическими и расчетными значе-
ниями изучаемого признака в опорных точках. Полученная регрессион-
ная поверхность описывает так называемую факториальную неоднород-
ность (макронеоднородность), связанную с действием факторов данного
уровня рассмотрения. Микронеоднородность выражается через отклоне-
ния от регрессии. Регрессионные уравнения подбираются путем оценки
параметров по методу наименьших квадратов.
Частным случаем построения регрессионной поверхности является
линейный тренд, который можно выразить через уравнение (XX.7):
012
Zbb
xb
y
,
(XX.7)
где 012
,,
bbb-- параметры уравнения, -- ошибка, представляющая собой
независимую нормально распределенную величину с постоянной диспер-
сией. Такое поведение ошибки является одним из условий применимости
данного метода.
Глава XX. Пространственная вариабельность физ ических свойств почв...
585
В том случае, когда для описания всей поверхности подбирается одно
регрессионное уравнение, говорят о методе глобального полинома. Про-
цедура разбиения территории на отдельные участки и создание соответ-
ствующих уравнений для каждого из них соответствует методу локаль-
ных полиномов.
Это метод может служить для сглаживающей интерполяции, значе-
ния изучаемого показателя в опорных точках лишь в редких случаях яв-
ляются частью полученной поверхности. Однако этот метод позволяет
описать тенденции, наблюдаемые в экспериментальных данных, и под-
ходит для описания явлений, характеризующихся гладким изменением.
Джонгман с соавторами (1999) отмечают в качестве недостатка этого
метода то, что при небольшом количестве экспериментальных данных,
экстремальные значения могут довольно существенно влиять на парамет-
ры уравнения, а полученные поверхности очень подвержены краевым эф-
фектам (полиномы высоких порядков способны резко менять направление
возле границ области построения и приводить к нереальным результатам).
XX.4.3.3. Метод обратных взвешенных расстояний (Inverse Distance
Weighting -- IDW)
Примером детерминистских методов является также метод обрат-
ных взвешенных расстояний (IDW). Метод не позволяет выявить струк-
туру варьирования признака, но может служить для точной интерполя-
ции. В основе лежит предположение о том, что чем меньше расстояние
между объектами, тем большее между ними существует сходство, а по
мере удаления объектов друг от друга их связь ослабевает. Значение
свойства в искомой точке будет наиболее сходно со значениями свойства
в близлежащих опорных точках, и менее сходно со значениями в удален-
ных опорных точках. Доля «участия» значения опорной точки в расчете
искомого значения выражается в виде весового коэффициента λi,j:
00
(,)
,
,
1
N
Zxy
Zxy
ijij
i
,
(XX.8)
где Z(x0, y0) -- значение свойства в искомой точке, λi,j -- весовой коэффи-
циент для значения свойства в опорной точке Z(xi, yj).
Весовые коэффициенты обратно пропорциональны расстоянию в
степени p. Подбирается такое значение степени p, при котором средне-
квадратическая ошибка интерполяции минимальна. Сумма весов исполь-
зуемых опорных точек должна быть равна единице.
Функцию IDW можно использовать в тех случаях, когда точечное
множество является достаточно густым, чтобы уловить степень локаль-
ного изменения отображаемой поверхности.
Рассчитанные этим методом значения не могут быть выше значений
в опорных точках. Этот метод не позволяет оценить ошибку интерполя-
ции. При построении карт с использованием этого метода наблюдается
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
586
эффект «bulls eyes» («глаз буйвола») вокруг опорных точек, так как метод
чувствителен к присутствию в данных экстремальных значений
(рис. XX.2).
XX.4.3.4. Методы радиальных базисных функций (Radial basis functions,
RBF)Другой пример детерминистских методов представления поверхно-
сти -- метод радиальных базисных функций (Radial basis functions, RBF).
В этом методе для оценки значений используются математические функ-
ции, которые минимизирует искривление поверхности. Построенные с
использованием этих функций поверхности, будут проходить через все
опорные точки. Таким образом, данный метод описания поверхности не
выявляет структуру варьирования свойства, но является точным интер-
полятором. Каждая радиальная функция имеет различную форму и ре-
зультаты для различных поверхностей интерполяции. Наиболее часто
используемый вид радиальных базисных функций -- сплайн (Spline). Ме-
тоды RBF являются формой искусственных нейронных сетей.
Этот метод наиболее удобен для построения медленно меняющихся
поверхностей (например, таких, как рельеф) при наличии большого ко-
личества опорных точек. Уменьшение числа опорных точек приводит к
изменению формы изолиний, но общий характер поверхности изучаемого
пространства (положение и интенсивность экстремумов и т.д.) сохраня-
ется или изменяется в незначительной степени.
а
б
Рис. XX.4. Пространственное варьирование плотности серых лесных почв Вла-
димирского ополья в июле 1996 года на глубине 35--40 см. Методы построения: а
-- метод обратных взвешенных расстояний (IDW), б -- метод радиальных базисных
функций (сплайн)
10
20
30
40
50
60
70
10
20
30
40
50
60
70
80
1.00
1.10
1.20
1.30
1.40
1.50
1.60
10
20
30
40
50
60
70
10
20
30
40
50
60
70
80
0.9
1.0
1.1
1.3
1.4
1.5
1.5
1.6
Глава XX. Пространственная вариабельность физ ических свойств почв...
587
XX.4.4. Геостатистические методы
В основе геостатистических методов лежит теория регионализован-
ных переменных (ТПР) (Матерон, 1968). В русскоязычной литературе
описание этих методов можно найти в работах Л.А. Иванниковой,
Е.В. Мироненко (1988), Н.Г. Гумматова и соавторов (1992), В.П. Самсо-
новой с соавторами (1999), В.П. Самсоновой (2003) и т.д.
Геостатистика рассматривает количественные показатели изучаемых
свойств как случайные функции от пространственных координат, но это
не означает, что события независимы. В теории регионализованных пе-
ременных используется предположение о том, что значения показателя в
близко расположенных точках имеют большее сходство, чем значения
показателя в удаленных друг от друга точках. Случайная функция пред-
ставляет собой функцию Z(x) на интервале X, значения которой в каждой
точке являются случайной величиной. Конкретный вид, который прини-
мает функция в результате испытания, называется ее реализацией. Каждая
реализация отражает общие тенденции в изменчивости наблюдаемого при-
знака в данной генеральной совокупности. Но при этом реализации не-
сколько отличаются друг от друга из-за воздействия случайных факторов.
XX.4.4.1. Гипотезы стационарности
Одно из условий применимости этой теории состоит в том, что про-
странственные данные должны характеризоваться стационарностью. Ес-
ли для любого приращения h распределение Z(x1), Z(x2), ..., Z(xk) соот-
ветствуют распределению Z(x1+h), Z(x2+h), ..., Z(xk+h), то такая случай-
ная функция называется стационарной. Иными словами, статистические
свойства последовательности не изменяются при сдвиге в пространстве
на расстояние h. Это так называемая сильная стационарность (Strong
stationarity). Соблюдение этого условия дает возможность получать ста-
тистические выводы на основе единичной реализации. Но это условие
трудно проверить по ограниченному набору экспериментальных данных.
Поэтому различают несколько типов стационарности (Johnston и др., 2001;
А.В Елобогоев, 1996) с более мягкими условиями. Первый тип − стацио-
нарность второго порядка (Second-order stationarity). Она предполагает,
что среднее является постоянным для опорных точек и не зависит от их
расположения, и ковариация имеет одно и то же значение между двумя
точками, независимо от того, какие две точки мы выбираем, при условии,
что эти точки расположены на одинаковом расстоянии и на одном и том
же направлении.
EZx
c
o
n
s
t
m
,xX
,
(XX.9)
2
ChEZxZxh m
,xX
. (XX.10)
Второй тип − внутренняя стационарность (Intrinsic stationarity). Этот
тип стационарности является наиболее универсальным, так как рассмат-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
588
ривает стационарность не самой случайной функции, а ее приращений
Z(x+h) -- Z(x).
Функция Z(x) удовлетворяет условиям внутренней стационарности,
если:
0
EZxhZx
(XX.11)
− для всех x и h, то есть математическое ожидание приращений равно
нулю;
() 0.5 []
hV
a
r
ZxhZx
g
(XX.12)
− существует и зависит только от h. Дисперсия приращений есть функция от h.
Следует отметить, что вопрос стационарности часто является вопро-
сом выбора масштаба рассмотрения исследуемого явления.
XX.4.4.2. Описание пространственной изменчивости при помощи авто-
корреляционных функций и семивариограмм
Степень взаимосвязи между значениями свойства можно оценить
при помощи автокорреляционной функции (Ф.И.Козловский, 1970).
Пространственная автокорреляция определяет, взаимосвязаны ли между
собой значения признака в различных точках опробования. Если значе-
ния взаимосвязаны, это означает, что существует пространственная
структура. Пространственная автокорреляция используется для оценки
близости объектов внутри изучаемой площади, для оценки степени
взаимосвязи между различными переменными, для изучения природ ы и
силы взаимосвязи.
Модель, учитывающая пространственную автокорреляцию, состоит
из трех составляющих. Первая составляющая описывает действие факто-
ра. Вторая составляющая описывает пространственно коррелируемые
постепенные изменения. Третья составляющая предназначена для описа-
ния некоррелируемых случайных вариаций, причиной которых могут
быть ошибки измерения или действие факторов более низкого уровня
рассмотрения (Джонгман и др., 1999, Мешалкина, 2001).
Эту модель в общем виде можно выразить через уравнение:
12
()()()
Zxfxfx
,
(XX.13)
где 1()
fx -- составляющая модели, которая описывает действие фактора,
2()
fx-- член, описывающий случайные пространственно коррелируемые
изменения, -- некоррелируемые случайные вариации, имеющие нор-
мальное распределение с нулевым средним и дисперсией 2
s.
Факториальная составляющая в этом случае может быть описана по-
стоянной величиной или уравнением тренда.
Пространственно коррелируемую составляющую можно представить
через автоковариационную и автокорреляционную функции:
C(h) =E{Z(x)Z(x+h)} -- 2 , xX
, (XX.14)
где С(h)-- ковариация признака;
Глава XX. Пространственная вариабельность физ ических свойств почв...
589
2
/
hC
h
rs
,
(XX.15)
где
h
r - автокорреляционная функция, отражающая рост изменения
коэффициента корреляции с ростом расстояния между точками
Степень взаимосвязи между точками в зависимости от расстояния
между ни ми можно выразить также через семивариограмму, которая
представляет собой половину дисперсии разности значений функции в
точках, разделенных расстоянием h:
2
1/2
1/2 [
]
hV
a
r
x
z
x
hE
z
x
z
x
h
z
. (XX.16)
Эмпирическая семивариограмма может быть оценена согласно ра-
венству:
2
()
1
1
()
()()
2()nh
ii
i
hz
x
z
x
h
nh
g
,
(XX.17)
где суммирование происходит по всем n(h) парам точек, расположенным
на расстоянии h друг от друга.
Если две точки расположены близко друг к другу, то можно ожидать,
что значения признака в этих точках будут похожи, и разность их значе-
ний будет невелика, а значения их ковариации будут большими. По мере
удаления точек друг от друга значения признака будут становиться все
менее схожи ми, разность значений возрастёт, а ковариация будет стре-
миться к нулю. Для стационарных последовательностей справедливо
следующее равенство:
2
hC
h
gs
.
(XX.18)
Через семивариограмму можно выразить и автокорреляционную
функцию:
2()
()1yh
h
r
s
,
(XX.19)
где σ2 − есть дисперсия показателя z(x).
Условия стационарности не требуют существования конечной дис-
персии, поэтому автокорреляционная функция может быть определена не
всегда, в отличие от семивариограммы.
Эмпирическая семивариограмма позволяет изучить структуру дан-
ных, отыскать правила зависимости между точками, расположенными на
различных расстояниях друг от друга. Графически эмпирическая семива-
риограмма представляет собой зависимость половины среднего квадрата
разности значений для пар точек, разделенных расстоянием h, от рас-
стояния между этими точками (рис.XX.5).
Если данные являются пространственно зависимыми, пары точек,
расположенные друг от друга на меньших расстояниях, будут характери-
зоваться меньшим значением квадрата разности. По мере увеличения
расстояния величина квадрата разности должна возрастать.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
590
0
самородок
частичны й
порог
порог
радиус влияния
расстояние, м
h)0,014
0,002
0,004
0,006
0,008
0,010
0,012
10
90
80
70
60
50
40
30
20
Рис. XX.5. Семивариограмма плотности для глубины 10--15 см, серых лесных
почв Владимирского ополья
При расстоянии между точками, равном нулю, семивариограмма
также должна иметь нулевое значение. Однако на практике часто случа-
ется так, что семивариограмма не равна нулю при нулевом расстоянии, а
пересекает ось y в области положительных значений. Такое значение
семивариограммы называется наггет-эффектом или эффектом самородка.
Эффект самородка описывает неучтенную вариацию, существующую на
расстояниях, меньших шага опробования, или же связанную с погрешно-
стями эксперимента.
Если на определенном расстоянии значение семивариограммы пере-
стает расти и за пределами этого расстояния остается практически неиз-
менным, то можно считать, что точки, удаленные друг от друга на это и
большее расстояние, не коррелируют друг с другом. Уровень, при кото-
ром семивариограмма перестает расти, называется порогом.
Расстояние, при котором наблюдается рост семивариограммы, назы-
вается диапазоном или радиусом корреляции. В пределах этого расстоя-
ния значения изучаемого свойства пространственно зависимы.
Величина радиуса корреляции имеет двойное значение. С одной сто-
роны, точки, отделенные таким расстоянием и большим, могут считаться
статистически независимыми и обрабатываться с помощью статистиче-
ских методов. С другой стороны, при проведении интерполяции и по-
строении поверхностей могут быть использованы данные только тех пар
точек, которые расположены на расстояниях, меньших порога, и являю-
щихся пространственно коррелируемыми.
Если семивариограмма плавно возрастает и не достигает порога, это
означает, что данные содержат линейный тренд.
Семивариограмма может быть использована при интерполяции зна-
чений изучаемого свойства в искомых точках по методу кригинга.
Глава XX. Пространственная вариабельность физ ических свойств почв...
591
XX.4.4.3. Интерполяция данных методом кригинга (Kriging)
Группа методов интерполяции, в основе которых лежит использова-
ние семивариограммы, объединена под общим названием кригинг по
имени одного из авторов этого метода − Д.Г. Крига. Эти методы описаны
в работах Матерона (1971), Вебстера и Бургесса (1983) и др.
Кригинг может быть точечным и блочным. Точечный кригинг позво-
ляет оценить значение изучаемой величины в искомой точке. Блочный
кригинг оценивает значение свойства на некоторой искомой площади.
Современные пакеты программ, позволяющие проводить процедуру кри-
гинга, используют блочный кригинг. Получаемые в процессе интерполя-
ции значения приписываются ячейкам сетки (grid). Размеры ячеек могут
быть заданы пользователем.
Перед началом интерполяции эмпирическая семивариограмма ап-
проксимируется гладкими кривыми, то есть подбирается модель, которая
представляет собой линию регрессии, построенную при помощи метода
наименьших квадратов. Подобранная модель в дальнейшем используется
для интерполяции значений признака в искомых точках. Для аппроксима-
ции эмпирической семивариограммы используют линейную, сферическую,
экспоненциальную, Гауссову модели и другие (Johnston and oth, 2001).
10
20
30
40
50
60
70
10
20
30
40
50
60
70
80
1.0
1.1
1.2
1.3
1.4
1.5
1.6
Рис. XX.6. Поверхность, отражающая пространственное варьирование плотности
серых лесных почв Владимирского ополья в июле 1996 года на глубине 35−40 см.
Метод построения -- метод кригинга (Kriging), для аппроксимации семиварио-
граммы использовалась линейная модель с нулевым наггет-эффектом
Значение изучаемого свойства z в некой искомой точке В (xi ,yj) оце-
нивается по значениям этого свойства, которые измерены в опорных
близлежащих n точках, при i=1,2,3...n, и при j=1,2,3...n.
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
592
Интерполяционная функция может быть получена как взвешенная
сумма данных:
11 22
() () ().
.
.()
nn
zB zx
zx
zx
lll
,
(XX.20)
где λi -- весовые коэффициенты, рассчитанные для опорных точек.
Существует несколько типов кригинга.
Для одних видов кригинга среднее значение может быть известной
константой (простой, индикаторный и вероятностный кригинги), для
других -- неизвестной постоянной величиной (ординарный и дизъюнк-
тивный кригинг), для третьих -- детерминистской функцией (универсаль-
ный кригинг). С помощью различных видов кригинга можно рассчиты-
вать как проинтерполированное значение переменной (ординарный, уни-
версальный, простой и дизъюнктивный кригинги), так и вероятность того
или иного события (индикаторный, вероятностной и дизъюнктивный
кригинги). Кроме того, в рамках ряда видов кригинга возможно построе-
ние карты квантилей, вероятностей и стандартных ошибок.
Столь значительные возможности геостатических методов интерпо-
ляции по сравнению с другими достигаются за счет более высоких требо-
ваний к качеству интерполируемых данных. В том случае, если данные
подчиняются закону нормального распределения, кригинг является луч-
шим интерполятором среди всех несмещенных интерполяторов. В ряде
случаев (построение карт квантилей, вероятностей и стандартных ошибок)
нормальность распределения данных является обязательным условием.
Рисун ок XX.7 демонстрирует результаты интерполяции, проведенной
с использованием различных методов.
Рис. XX.7. Результаты интерполяции, проведенной с использованием
различных методов (Childs, 2004).
Кокригинг (Cokriging) для интерполяции значения изучаемого свой-
ства в искомой точке использует информацию о варьировании перемен-
ных, показатели которых статистически взаимосвязаны с показателями
изучаемой переменной.
Следующим качественным этапом изучения пространственных объ-
ектов является применение географической информационной системы
Глава XX. Пространственная вариабельность физ ических свойств почв...
593
ГИС. Наряду с ГИС существует целый ряд других информационных сис-
тем, однако главным преимуществом ГИС над этими системами является
возможность манипулирования и анализа обрабатываемой и получаемой
информации.
XX.6. Географическая информационная система (ГИС)
Процесс математической, статистической, геостатистической обра-
ботки и тем более интерполяции данных является весьма трудоемким и
требует большого объема специализированных знаний. Эти факты до
последнего времени в значительной степени ограничивали применение
описанных выше методов обработки и представления информации. Раз-
витие вычислительной техники в последнее тридцать лет позволили во
многом автоматизировать этот процесс и сделать его доступным для ши-
рокого круга пользователей. Наиболее полно реализация процессов обра-
ботки, визуализации пространственных данных и анализа получаемой
информации реализовано в ГИС -- географических информационных сис-
темах (GIS -- GeoInformation System). ГИС − автоматизированная инфор-
мационная система, предназначенная дл
я обрабо
т
к
и про
странст
вен
но
временных данных, основой интеграции которых служит графическая
информация. Современные ГИС комбинируют информацию трех уров-
ней: карты, модели и базы данных, содержащие подробные сведения о
конкретных точках пространства (Цветков, 1998).
Информация в ГИС содержится в виде тематических слоев, которые
могут отображать данные как в виде растровых, так и виде векторных
изображений и подчиняется единому правилу один слой -- один параметр
(свойство, комбинация свойств, тип объекта и т.д.). В векторной модели
информация представлена в виде точек, линий и полигонов и хранится
как набор координат X,Y. Местоположение точки (точечного объекта),
например, почвенного разреза, описывается парой координат (X,Y). Ли-
нейные объекты, такие как дороги, реки сохраняются как наборы коор-
динат X,Y. Полигональные объекты, типа речных водосборов, земельных
участков, хранятся в виде замкнутого набора координат. Для каждого
векторного слоя автоматически создается таблица, в которой содержится
информация по каждому объекту отображенному на этом слое. Каждая
строка таблицы характеризует какой-то один объект слоя. В колонках
сосредоточена информация одного типа (числовая, логическая или тек-
стовая) по какому-то одному показателю для всех элементов слоя. Век-
торная модель особенно удобна для описания дискретных объектов и
меньше подходит для описания непрерывно меняющихся свойств, таких
как типы почв или изменение физических свойств почв.
Растровое изображение представляет собой набор значений для от-
дельных элементарных составляющих ячеек регулярной сети, каждая из
которых закрашена цветом, соответствующим значению измеряемой ве-
личины в этой ячейке, оно подобно отсканированной карте или картинке
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
594
и так же может описывать разные типы объектов. Такая модель пред-
ставления данных оптимальна при работе с непрерывными свойствами.
Существенным плюсом ГИС является возможность получения на вы-
ходе карт и картограмм изучаемых параметров и свойств. Необходимым
условием этого является определение географических координат, что
эффективно выполняется с помощью систем глобального позициониро-
вания (GPS) реализуя возможность выбора и редактирования географи-
ческих проекций и датума.
Почвенная карта, топокарта, спутниковые снимки являются основой
для работы с ГИС в агрофизике. Для исследований необходимо наличие
готовой желательно крупномасштабной топографической основы и поч-
венной карты с определенной координатной сеткой, шаг которой будет
определятся размером поля, почвенным покровом, рельефом и целями
исследования. При отсутствии топокарты необходимо провести нивелир-
ную съемку поля, а при отсутствии почвенной карты -- провести почвен-
ное картирование − сделать морфологическое описание почвенных раз-
ностей в пределах исследуемой территории.
На следующем этапе проводятся полевые измерения физических
свойств, урожайности и отбор образцов для лабораторных исследований,
рассчитываются агрофизические показатели и создаются сводные табли-
цы изученных свойств. Проведение полевых исследований рекомендует-
ся проводить с помощью экспресс-методов, которые позволяют быстро и
эффективно оценить физические свойства почв, а соответственно агро-
физическую ситуацию почвенного покрова в ландшафте. Обычно ГИС
выполняет пять этапов (процедур) с данными: ввод, манипулирование,
управление, запрос и анализ, визуализацию (http://www.dataplus.ru/).
Ввод. Для использования в ГИС данные должны быть преобразованы
в подходящий цифровой формат. Ввод информации в ГИС может осуще-
ствляться несколькими способами.
Во-первых, оцифровка информации с помощью как основных (Ge-
oMedia, ArcView, ArcGIS, Mapinfo и др), так и специальных программ
(например, Easy Trace) с последующей привязкой оцифрованного изо-
бражения к реальным системам координат в соответствующих картогра-
фических проекциях. В большинстве ГИС реализуется возможность вы-
бора и редактировании датума и типа картографической проекции, что,
помимо всего прочего, позволяет совмещать и анализировать картогра-
фический материал созданный разными методами. Кроме того, грамот-
ный выбор системы координат позволяет избежать ошибок при анализе
получаемого материала.
Во-вторых, использование данных полученных с помощью GPS.
В-третьих, ввод информации в виде таблиц (форматы -- dBase,
ASCII), содержащих сведения о координатах изучаемых объектов. Коор-
динатная информация об объектах содержащаяся в табличных данных
позволяет проводить визуализацию их взаимного расположения в про-
странстве.
Глава XX. Пространственная вариабельность физ ических свойств почв...
595
Необходимо отметить, что вводимые координаты могут быть не
только в виде абсолютных значений (географическая широта и долгота),
но и относительные (координаты XY относительно произвольно выбран-
ной нулевой точки). При этом следует учесть, что при использовании
относительных координат площадь, изучение которой проводится долж-
на быть ограничена. В противном случае, искажения, вызываемые отсут-
ствием корректной информации о картографической проекции, могут
приводить к значительным ошибкам в процессе анализа информации.
Управление. В небольших проектах географическая информация мо-
жет храниться в виде обычных файлов. Но при увеличении объема ин-
формации и росте числа пользователей для хранения, структурирования
и управления данными эффективнее применять системы управления ба-
зами данных (СУБД), специальными компьютерными средствами для
работы с интегрированными наборами данных (базами данных). В ГИС
наиболее удобно использовать реляционную структуру, при которой
данные хранятся в табличной форме. При этом основой для создания ба-
зы данных могут служить таблицы xls, которые импортируются в ГИС в
формате dBase IV (dbf). Для связывания различных таблиц применяются
общие поля, например точная при вязка координат, номера точек и т.д.
Манипулирование. Часто для выполнения конкретного проекта имею-
щиеся данные нужно дополнительно видоизменить в соответствии с тре-
бованиями вашей системы. Например, географическая информация и
информация по физическим свойствам почв может быть в разных мас-
штабах. Для совместной обработки и визуализации все данные удобнее
представить в едином масштабе. ГИС-технология предоставляет разные
способы манипулирования пространственными данными и выделения
данных, нужных для конкретной задачи. Как, например построение изо-
плет физических свойств почв на основе базы данных с помощью той или
иной процедуры интерполяции (кригинг, сплайн, IDW и т.п.), получение
изолиний представляющих собой горизонтальные сечения построенной
поверхности на уровнях равных заданным значениям (отдельные слои
электронной карты)
Запрос и анализ. При наличии ГИС и географической информации
Вы сможете получать ответы простые вопросы (Какова плотность, водо-
проницаемость почвы на разных глубинах в данной точке?) и более
сложные, требующие дополнительного анализа, запросы (Каковы значе-
ния агрофизических свойств для данного типа почв?). Запросы можно
задавать как простым щелчком мышью на определенном объекте, так и с
посредством развитых аналитических средств. С помощью ГИС можно
выявлять и задавать шаблоны для поиска, проигрывать сценарии по типу
«что будет, если
». Современные ГИС имеют множество мощных инст-
рументов для анализа, среди них наиболее значимы два: анализ близости
и анализ наложения. Для проведения анализа близости объектов относи-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
596
тельно друг друга в ГИС применяется процесс, называемый буферизаци-
ей: вокруг точечного (почвенный разрез, скважина), линейного (река,
овраг, дорога), полигонального (озеро, почвенный контур) объекта на
заданном радиусе выделяется зона, далее возможно проанализировать
какие объекты попадают в эту зону. Процесс наложения включает инте-
грацию данных, расположенных в разных тематических слоях. В про-
стейшем случае это операция отображения, но при ряде аналитических
операций данные из разных слоев объединяются физически. Наложение,
или пространственное объединение, позволяет, например, интегрировать
данные о почвах, агрофизических свойствах, уклоне, растительности и
землевладении со ставками земельного налога.
Процесс наложения включает интеграцию данных, расположенных в
разных тематических слоях. В простейшем случае это операция отобра-
жения, но при ряде аналитических операций данные из разных слоев объ-
единяются физически. Наложение позволяет, например, интегрировать
данные о почвах, агрофизических свойствах, уклоне, растительности и т.д.
В результате наложения слоев можно получить наглядную и количе-
ственную картину закономерностей пространственного распределения
зон с повышенными значениями плотности и сопротивления пенетрации
и пониженными значениями водопроницаемости внутри почвенных кон-
туров. Процесс анализа заключается в расчете удельной площади различ-
ных категорий физических свойств относительно площади определенно-
го почвенного контура:
кат
уд
конт
() 100
S
SnS
·
(XX.22)
где s(n)ud -- доля площади почвенного контура Skont, на которой почвенный
покров характеризуется значением параметра равным n, Sn -- площадь
ареала распространения участков со свойствами изучаемого параметра
равного n в пределах почвенного контура.
Полученные процентные соотношения позволяют оценить суммар-
ный вклад каждой почвенной разности в пространственное распростра-
нение зон с неблагоприятными агрофизическими условиями (рис. XX.8).
Из представленных диаграмм видно, что категории повышенной
плотности, твердости и пониженной водопроницаемости в нижней части
пахотного горизонта присутствуют у всех почвенных разностей, однако
их вклад в общее распределение различен.
Минимальные процентные соотношения неоптимальных градаций
физических свойств отмечены у серых лесных почв с ВГГ. Эти почвы
являются характерными участками почвенного покрова в меньшей сте-
пени подверженными уплотняющему воздействию сельскохозяйственной
техники, что является следствием отмеченной нами ранее дифференциа-
ции в содержании органического вещества у основных представителей
почвенного комплекса.
Глава XX. Пространственная вариабельность физ ических свойств почв...
597
21
22
23
24
25
26
27
28
СЛ СЛ1 СЛ2 СЛГ
20
21
22
23
24
25
26
27
СЛ СЛ1 СЛ2 СЛГ
0
5
10
15
20
25
30
35
40
%
СЛ СЛ1 СЛ2 СЛГ
май 2001
июль 2001
июль 2002
а
б
в
Рис. XX.8. Диаграммы площадного распределения (%) категорий: а − плотности
>1,3 г/см3, б − сопротивления пенетрации >3 МПа, в − К впитывания <3 см/час в
слое 20-25 см. Примечание: СЛ -- серая лесная почва, СЛ1 -- серая лесная слабо-
оподзоленная, СЛ2 -- серая лесная среднеоподзоленная, СЛГ -- серая лесная сред-
неоподзоленная почва со вторым гумусовым горизонтом
Визуализация. Для многих типов пространственных операций конеч-
ным результатом является представление данных в виде карты, схемы
или графика. Карта − это очень эффективный и информативный способ
хранения, представления и передачи географической (имеющей про-
странственную привязку) информации. Наиболее существенный момент
при построении агрофизических карт -- это разбивка свойств по градаци-
ям. Для правильной интерпретации полученных карт рекомендуется вос-
пользоваться традиционными в почвоведении классификациями. Даль-
нейшая работа со слоями электронной карты (картограммами свойств)
зависит от задач, стоящих перед исследователем. Например, можно по-
лучить пространственную информацию о почвенных свойствах, которые
лежат в определенном интервале, заданном пользователем, т.е. выделить
зоны с благоприятными и неблагоприятными физическими условиями;
или при высокой пестроте почвенного покрова можно рассчитать удель-
ные площади категорий физических свойств пахотного горизонта отно-
сительно площади определенного почвенного контура и т.д.
В качестве примера задач, решаемых с использованием ГИС-
технологий можно привести результаты исследований, проведенных в
2004 году при изучении комплекса серых лесных почв Владимирского
ополья на опытном участке Владимирского НИИСХ. Одной из задач ис-
следования являлось составление карты агрофизического состояния тер-
ритории, поэтому при планировании экспери мента предполагалось, что
полученные данные будут обработаны и проанализированы с использо-
ванием статистических и геостатистических методов, а построение карт
агрофизического состояния будет проведено с использованием ГИС-
технологий. В связи с этим был выбран метод опробования по сетке.
Проведенные ранее исследования (Шеин и др., 2001) позволили получить
семивариограммы физических свойств, которые показали, что простран-
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
598
ственная организация плотности
комплекса серых лесных почв
характеризуется чередованием
почвенных структур диаметром
около 30−40 метров. Основны-
ми структурообразующими эле-
ментами в почвенном покрове
данного района являются серые
лесные
среднеоподзоленные
почвы со вторым гумусовым
горизонтом. По э
т
ой при
ч
и
н
е
изучение физических свойств
почвы в июле 2004 года было
проведено по сетке с шагом 30
м между точками опробования.
Всего была заложена 21 точка.
Изучение физических свойств
проводилось на глубинах па-
хотного и подпахотного гори-
зонтов -- 0, 10, 20, 30, 40, 50 см,
что позволило охарактеризовать
состояние
корнеобитаемого
слоя.На рис. XX.8 представлена
карта варьирования плотности
почвы на глубине 30 см и изолинии, отражающие рельеф изучаемой тер-
ритории (карта относительных высот). Граничные значения градаций
плотности были выбраны с учетом классификации по Бондареву (1985).
В целом для всего участка характерна слабая степень уплотнения
(<1.3 г/см3), однако, встречается, участки со средней степенью уплотнения
в основном они приурочены к слабооподзоленным и оглеенным почвам.
С помощью ГИС визуализация самих карт может быть легко допол-
нена отчетными документами, трехмерными изображениями, статистиче-
скими данными, графиками и таблицами, фотографиями и другими сред-
ствами, например, мультимедийными.
Литература
Воронин А.Д. Основы физики почв. Издательство Московского универси-
тета. Москва, 1986.
Гумматов Н.Г., Жиромский С.В., Мироненко Е.В., Пачепский Я.А., Щерба-
ков Р.А. Геостатистический анализ пространственной изменчивости водо-
удерживающей способности серой лесной почвы // Почвоведение. 1992. №6.
Джонгман Р.Г. и др. Анализ данных в экологии сообществ и ландшафтов.
Москва, 1999.
Рис. ХХ.8. Карта варьирования
плотности почвы на глубине 30 см
Глава XX. Пространственная вариабельность физ ических свойств почв...
599
Дмитриев Е.А. Ма
т
е
м
а
т
и
ч
е
с
к
а
яс
т
а
т
и
с
т
и
к
авп
о
ч
в
о
в
е
д
е
н
и
и
.Мо
с
к
в
а
.
1995.
Доспехов Б.А. Методика полевого опыта (с основами статистической об-
работки результатов исследований). М., Колос, 1979.
Елобогоев А.В. Гипотеза стационарности в геостатистике и ее формы: к во-
просу о применимости геостатистических методов на практике. 2006.
http://www.dataplus.ru/Support/ESRI/ArcGIS/Geostatistical%20Analyst/Geostatis
ticalAnalystGyp.pdf
Иванникова Л.А., Мироненко Е.В. Теория регионализированных пе-
ременных при исследовании пространственной вариабельности показателей
агрохимических свойств почв // Почвоведение, 1988 № 5.
Козловский Ф.И. Почвенный индивидуум и методы его определения //
Закономерности пространственного варьирования свойств почв и информа-
ционно-статистические методы их изучения. М.: Наука, 1970.
Мешалкина Ю.Л. Геостатистика как инструмент исследования простран-
ственной вариации почвенных свойств. В сб. Масштабные эффекты при ис-
следовании почв. Издательство Московского университета. Москва, 2001.
Михеева И.В. Вероятностно-статистические модели свойств почв. Изда-
тельство Сибирского отделения РАН, Новосибирск, 2001.
Орешкина Н.С. Статистические оценки пространственной изменчивости
свойств почв: Метод. пособие МГУ им. М. В. Ломоносова.-М.: МГУ. 1988.
Самсонова В.П. Пространственная вариабельность состава и свойств дер-
ново-подзолистой почвы. Диссертация на соискание ученой степени доктора
биологических наук, Москва, 2003.
Самсонова В.П., Мешалкина Ю.Л., Дмитриев Е.А. Структуры
пространственной вариабельности агрохимических свойств пахотной дерно-
во-подзолистой почвы // Почвоведение. 1999. №11.
Фрид А.С. Пространственное варьирование и временная динамика плодо-
родия почв в длительных полевых опытах. Москва, 2002.
Цветков В.Я. Геоинформационные системы и технологии. //М. Финансы и
статистика, 1998
Шеин Е.В., Милановский Е.Ю. Пространственная неоднородность
свойств на различных иерархических уровнях -- основа структуры и функций
почв. В сб. Масштабные эффекты при исследовании почв. Издательство Мо-
сковского университета. Москва, 2001.
http://www.dataplus.ru/Industries/100_GIS/GIS.htm
Colin Childs. Interpolating Surfaces in ArcGIS Spatial Analist. ArcUser. The
Magazine for ESRI Software Users. Julay-September, 2004.
Matheron G. The Theory of regionalized variables and its applications. Les
Cachiersdu Centre de Morphologie Matematique de Fontainebleu. Ecole Natio nale
Superiere des Mines de Paris.1971.
Webster R., Burgess T.M. Spatial variation in soil and role of kriging. Agri-
cultural Water Management. 1983, 6.
Johnston and oth. ArcGIS Geostatistical Analyst. Extension Guides. ESRI, New
York, USA, 2001.
СПРАВОЧНЫЕ МАТЕРИАЛЫ
Некоторые характерные физические свойства почв различного грануломет-
рического состава (средние и наиболее вероятные колебания -- в скобках)*
Класс по
гран.
составу
Пороз-
ность,
% объ-
емный
Плотность
почвы,
г/см3
НВ
(ППВ),
%к
весу
ВРК, %к
весу** ВЗ, % к
весу ДДВ, % к
весу
Коэффици-
ент фильт-
рации,
см/сут
Песок
рых-
лый***
37
(32--40) 1.65
(1.5--1.75) 4(3--5.5) 3.5
(2.5--5.5) 2.5
(2--3.5) 2(1.5--3.5) > 150
Песок
связ-
ный***
38
(32--42) 1.6
(1.5--1.7) 6 (5--10) 4.5
(4--6) 4 (3--6) 4 (2--6) 150
(80--200)
Супесь 43
(40--46) 1.5
(1.4--1.6) 14
(10--18) 7.5
(6--8.5) 6 (4--8) 8 (6--10) 100
(50--150)
Легкий
суглинок
47
(43--51) 1.4
(1.3--1.5) 22
(18--26) 13
(12--14.5) 10
(8--12) 12
(10--14) 80 (40--120)
Средний
суглинок
49
(47--51) 1.35
(1.3--1.4) 27
(23--31) 18.5
(17--19.5) 13
(11--15) 14
(12--16) 50 (30--70)
Тяжелый
суглинок 51
(49--53) 1.3
(1.25--1.45) 30
(27--35) 21 (20--22) 15
(13--17) 16
(14--18) 40 (20--70)
Глина 53
(51--55) 1.25
(1.2--1.4) 35
(31--39) 25.5
(24--27) 20
(18--24) 15
(14--18) 15 (2--30)
* В данной таблице приведены ориентировочные значения физических свойств. В
реальных условиях, при непосредственных определениях эти усредненные значения и
пределы варьирования могут значительно отличаться в связи с содержанием органи-
ческого вещества, оструктуренностью, сельскохозяйственной обработкой, раститель-
ностью и многими другими факторами, существенно изменяющими приведенные
ориентировочные значения.
** ВРК определены по характерным основным гидрофизическим характеристикам
(ОГХ) на основании метода А.Д.Воронина
*** Природные пески почти всегда слоисты. Вследствие этого приведенные данные
весьма ориентировочны.
Справочные материалы
601
Балльная оценка почв для произрастания зерновых культур на основании
гранулометрического состава почв (по Н.А. Качинскому)
Оценка по гранулометрическому составу почв, баллы
Почвы
Глини-
стые
Тяже-
лосуг-
лини-
стые
Средне-
сугли-
нистые
Легко-
сугли-
нистые
Су-
песча
ные
Песчаные
мелкозер-
нистые,
связные
Песчаные
крупно-
зерни-
стые, рых-
лые
Глееподзоли-
стые
4
6
8
108
5
3
Подзолистые 5
6
8
108
5
3
Дерново-
подзолистые 6
7
10
8
6
4
2
Серые лес-
ные
8
10
9
7
6
4
2
Черноземы
типичные
10
9
8
6
4
3
1
Черноземы
южные
9
10
8
7
5
3
1
Темно-
каштановые 8
10
9
7
6
3
1
Каштановые 7
9
10
8
6
3
1
Бурые
7
8
10
7
5
2
1
Сероземы
8
10
9
7
5
3
2
Красноземы
и желтоземы 10
9
7
6
4
--
--
Желтоземно-
подзолистые 8
9
10
9
6
4
2
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
602
Удельное сопротивление различных почв в зависимости от гранулометриче-
ского состава
Почвы
Гранулометрический
состав
Удельное сопро-
тивление, кг/см2 Авторы
Глина
0.68
Суглинок тяжелый 0.48
средний
0.35
легкий
0.27
Дерново-подзолистая
Супесь
0.18
А.Ф. Пронин
Глина
0.7...0.8
0.6...0.8
Чернозем обыкновен-
ный
Суглинок
0.4...0.5
И.Б. Ревут
Чернозем солонцева-
тый
Глина
0.82
А.Ф. Пронин
Глина
1.21
Солонец
Суглинок
0.90
Д.И. Сарана
Суглинок тяжелый 0.49
средний
0.41
легкий
0.34
тяжелый
0.42
средний
0.34
Серозем
легкий
0.27
А.Ф. Пронин
Оценка переуплотнения почвы по критическим значениям сопротивления
пенетрации (по Lhotskŷ J., a kol, 1984; Zrubec F. ,1998**)
Критические значения сопротивления пенетрации для
соответствующих классов по гранулометрическому составу
Глина Тяжелый
суглинок Средний
суглинок Легкий
суглинок Супесь Песок
Сопротивление
пенетрации (MПa) * 2.8 --
3.2
3.2--3.7 3.7--4.2 4.5--5.0 5.5
6.0
Для диапазона
влажности
(% к весу)
28--24 24--20 18--16 15--13 12
10
* Если реальная влажность почвы выше приведенной в диапазоне, к измеренному
значению сопротивления пенетрации следует прибавить 0.25 МПа, а если ниже -
вычесть 0.25 МПа.
** L h o t s k ŷ J., a kol.: Metodika zúrodnìní zhutnìných půd . ÚVTIZ Praha, 1984;
Z rubec F. Metodika zúrodnenia zhutnených pôd. SFRI, Bratislava. 1998.
Справочные материалы
603
Основные размерности величин, использующихся в физике почв, и коэффи-
циенты перехода между различными системами
Для перевода
единиц сис-
темы СИ в
традиционные
умножить на
Система СИ
Традиционная (или ис-
пользуемая за рубежом)
система единиц
Для перевода
единиц из
традицион-
ной в систе-
му СИ ум-
ножить на
Длина
1.0
Микрометр, мкм
(10-6 м)
Микрон, µ
1.0
10
Нанометр,
нм
(10-9 м)
Ангстрем, Å
0.1
Площадь
2.47
Гектар, га
Акр
0.405
104
Квадратный
метр, м2
Гектар, га
10-4
Удельная поверхность
10
Квадратный метр
на килограмм,
м2/кг
Квадратный сантиметр на
грамм, см2/г
0.1
Давление
9.90
Мегапаскаль,
МПа (106 Па) Атмосфера, атм
0.101
10
Мегапаскаль,
МПа (106 Па) Бар (амер.)
0.1
1.02
Гектопаскаль,
гПа
Сантиметр водного стол-
ба, см.водн.ст.
0.98
105
Паскаль, Па
Атмосфера, атм
10-5
Насыщенная (коэффициент фильтрации) и ненасыщенная (коэффициент
влагопроводности) влагопроводность
8.64 х 106
м/сек
см/сут
1.16 10-7
Сила, энергия, работа, тепло
105
Ньютон, Н
Дина
10-5
0.239
Джоуль, Дж
Калория, кал
4.19
107
Джоуль, Дж
Эрг
10-7
2.387 10-5 Джоуль
на
кв. метр, Дж/м2 Калория на кв.сантиметр
(лэнгли), кал/см2
4.19 104
1.163
Ватт, Вт
Калория в секунду, кал/с 0.86
1.43 10-3
Ватт на кв. метр,
Вт/м2
Калория на кв.сантиметр в
минуту, кал/см2 мин
698
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
604
Температура
1.00 (К-273) Кельвин, К
Цельсий, ºС
1.00 (ºС+273)
(1.8 ºС) + 32 Цельсий, ºС
Фаренгейт, ºF
0.5556
(ºF -- 32)
Транспирация и фотосинтез
3.60 10-2
Миллиграмм на
кв. метр в секун-
ду, мг/(м2 с)
Грамм на кв.дециметр в
час, г/дм2 час
27.8
10-4
Миллиграмм на
кв. метр в секун-
ду, мг/(м2 с)
Миллиграмм на кв. сан-
тиметр в секунду, мг/см2 с 104
1.16 10-6
Миллиграмм на
кв.метр в секун-
ду, мг/(м2 с)
Грамм на гектар в сутки,
г/га сут
8.64 105
0.116
Грамм (Н2О) на
кв. метр в секун-
ду, г/(м2 с)
Сантиметр водного слоя в
сутки, см водн.сл./сут
8.64
5.56 10-3
Миллиграмм
(Н2О) на кв.метр
в секунду,
мг/(м2 с)
Микромоль (Н2О) на
кв. сантиметр в секунду,
мкмол/см2 с
180
Удельная электропроводность и магнетизм
10
Сименс на метр,
См/м
Миллимо на сантиметр,
ммо/см
0.1
104
Тесла, Т
Гаусс, G
10-4
Концентрации
1
Сантимоль на
килограмм,
смоль/кг
Миллиэквивалент на 100
грамм, мэкв/100 г
1
0.1
Грамм на кило-
грамм, г/кг
Процент, %
10
1
Миллиграмм на
килограмм, мг/кг Часть на миллион, ppm
1
Радиоактивность
2.7 х 10-11
Беккерель, Bq
Кюри, Ci
3.7 1010
100
Грпай, Gy (полу-
ченная доза) Рад, rd
0.01
100
Эквивалентная
доза, сиверт, Sv Рентген (на человека) 0.01
Справочные материалы
605
Оценочные показатели степени деградации почв и земель
(приводятся в сокращенном варианте по В.Н.Шептухову и др.,1997*)
Степень деградации
Показатель
012
3
4
Уменьшение содержания физической глины,
% от исходного
<5 6--15 16--25 26--32 >32
Увеличение равновесной плотности пахотного
слоя почвы, % от исходной
<10 11--20 21--30 31--40 >40
Стабильная структурная (межагрегатная, без
учета трещин) пористость, см3/г
>0.2 0.11--
0.2 0.06--
0.1 0.02--
0.05 <0.02
Текстурная пористость (внутриагрегатная),
см3/г
>0.3 0.26--
0.3 0.2--
0.25 0.17--
0.19 <0.17
Коэффициент фильтрации, м/сут.
>1.0 0.3--
1.0 0.1--0.3 0.01--
0.1 <0.01
Каменистость, % покрытия
<5 6--15 16--35 36--70 >70
*ШептуховВ.Н.,РешетинаТ.В.,Березин П.Н.идр.Осовершен-
ствовании оценки процессов деградации почв. "Почвоведение". 1997. №7. С.799-
805.
Оптимальные гидротермические условия для произрастания сельскохозяй-
ственных культур (по В.В.Медведеву и др., 2002*)
Показатель
Опти-
мальные Допусти-
мые
Не реко-
мендуе-
мые
Температура воздуха при появлении
всходов, 0С
6--12
4--5
<4
Температура воздуха при формировании
генеративных органов, 0С
6--12
4--5
<4
Запасы продуктивной влаги (см водн.сл.)
в слое 0-20 см при появлении всходов
>3.0
1.0--3.0 <1.0
Запасы продуктивной влаги в слое 0-
100см при цветении или формировании
генеративных органов
>12.0
6.0--12.0 <6.0
Гидротермический коэффициент за пери-
од с температурой воздуха >100C
0.9--1.2 0.7--0.89
или
1.21--1.6
<0.78 или
>1.6
*МедведевВ.В.,БулыгинС.Ю.,ЛактионоваТ.Н.,Де--
р е в я н к о Р. Г.. Критерии оценки пригодности земель Украины для возделы-
вания зерновых культур. «Почвоведение». 2002. №2. С.216-227
Содержание
Глава I. Изучение строения почвы как природного тела
(Л.О.Карпачевский, Е.В.Шеин)......................................................... ...3
Введение
..3
I.1. Выбор места для проведения исследования. Положение разреза на
местности
.
...
...4
I.2. Профиль почвы
.
7
I.3. Диагностические горизонты почв
.
....... .8
I.3.1. Естественные горизонты
8
I.3.2. Горизонты, преобразованные деятельностью человека
10
I.4. Основные профили почв мира
...
...11
I.5. Морфологические свойства почв
..11
I.5.1. Описание почвы
..
...
...11
I.5.2. Влажность почвы
......12
I.5.3. Цвет почвы
...... ...... ...... ...... ...... ....12
I.5.4. Структура почвы
.
......17
I.5.5. Гранулометрический состав
.19
I.5.6. Сложение почвы
22
I.6. Микроморфология почв
.23
Исследование микроморфологии почв в полевых условиях
..
24
Литература
... ......... .25
Глава II. Твердая фаза почвы ..................... ...................................... ...26
II.1. Фазы почвы, их соотношение. Плотность твердой фазы, почвы,
агрегатов (Е.В.Шеин, Т.А.Початкова)............... .............................26
II.2. Методы определения плотности почв (Е.В.Шеин, Т.А.Початкова)...... .36
II.2.1. Буровой метод определения плотности почв
(по Вадюниной, Корчагиной, 1986).......................................... .36
II.3. Методы определения плотности твердой фазы почв
(Е.В.Шеин, Т.А.Початкова)............. ..................................... ......40
II.3.1. Метод пикнометров (водных пикнометров)
... ...... ....40
II.3.2. Метод воздушных пикнометров
.41
II.4. Методы определения плотности агрегатов и педов (П.Н.Березин).......42
II.4.1. Метод парафинирования агрегатов
(по Вадюниной, Корчагиной, 1986)................................... .........42
II.4.2. Керосиновый метод определения плотности агрегатов
(Шеин, Березин, Гудима)
....................................... ... ...... ...... . ..46
II.4.3. Фотографический метод определения плотности агрегатов
и педов (П.Н.Березин, И.В.Смирнова)... ...... ..... ...... ............ ......50
Некоторые количественные критерии порозности почв и агрегатов
.
.. .53
Литература
... ....53
Содержание
607
Глава III. Гранулометрический состав почв ....................................... ...54
III.1. Методы определения гранулометрического состава почв
(Е.В.Шеин, Л.О.Карпачевский)....................................................60
III.1.1. Метод пипетки Качинского-Робинсона-Кёхля
(Е.В.Шеин, Л.О.Карпачевский)... ................... ...... . .... ...... ...... ...61
III.1.2. Рентгено-седиментационный метод гранулометрического анализа
(РСГ-метод, метод седиграфа) (П.Н.Берёзин)..................... .........70
III.2. Методы обработки и представления результатов по гранулометриче-
скому составу (Е.В.Шеин, Л.О.Карпачевский)... ... . .... ..... ............. ... .72
III.2.1. Классификация почв по гранулометрическому составу
(Е.В.Шеин, Л.О.Карпачевский)......... ...... ...... ............ ....... ...... .73
III.2.2. Перевод названия почвы по гранулометрии из отечественной клас-
сификации в зарубежные (Е.В.Шеин, Л.О.Карпачевский, А.В.Дембовецкий). . .75
III.2.3. Интерпретация и представление результатов гранулометрического
анализа (П.Н.Берёзин)..........................................................79
III.2.4. Математическое описание (аппроксимация) кривой гранулометриче-
ского состава (П.Н.Берёзин).............................................. ......84
III.2.5. Непараметрические методы (Е.В.Шеин)... ...... ...... ............ ...... . .88
Литература
.90
Глава IV. Агрегатный состав почв............ ...... ...... ...... ...... ...... ...... . ..... . .91
IV.1. Микроагрегатный анализ почв (Е.В.Шеин, Т.Н.Початкова)...... ..........93
IV.1.1. Методика микроагрегатного анализа
......... .. .94
IV.2. Макроагрегатный состав почв (В.М.Гончаров)...............................95
IV.2.1. Ситовой анализ (метод сухого просеивания)
(по Вадюниной, Корчагиной, 1986)... ...... ...... ...... ...... ............. ..97
IV.2.2. Оценка структуры почвы (В.М.Гончаров)... ...... ................ ...... . ..97
IV.3. Методы оценки водоустойчивости агрегатов
...99
IV.3.1. Ситовой анализ в стоячей воде (мокрое просеивание)
(по Вадюниной, Корчагиной, 1986)... ...... ...... ...... .............
.......100
IV.3.2. Определение стабильности и продолжительности действия кротовых
дрен в минеральных почвах по водопрочности агрегатов
по методу Ф.Р. Зайдельмана (Ф.Р. Зайдельман)... .......... ............103
Целесообразность применения кротового дренажа и кротования в почвах
различного генезиса (Ф.Р. Зайдельман)...................................... ...106
IV.3.3. Определение водопрочности почвенных агрегатов в стоячей воде
(метод Андрианова) (по Вадюниной, Корчагиной, 1986)..............108
IV.3.4. Методы оценки устойчивости агрегатов с использованием несколь-
ких жидкостей (метод Хенина) (Е.В.Шеин)... ... . ....... ............ ...109
IV.4. Современные гипотезы структурообразования
....110
IV.4.1. Почвенное органическое вещество и его влияние на физические
свойства почв (Л.О.Карпачевский, Т.А.Зубкова)...... .... ............. .111
Подстилка
.
. .111
Место подстилки в экосистеме
.
...
...112
Влияние подстилки на почву
.
...113
Органическое вещество минеральных горизонтов почв
..... ..114
Органическая матрица в почве
.
... 114
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
608
Роль гумусовых веществ в почве
.
.114
IV.4.2. Гипотеза структурообразующей роли органического вещества:
значение амфифильных свойств гумусовых веществ
(Е.В.Шеин, Е.Ю.Милановский)..................... ........................117
IV.4.3. Структурная организация почвенных коллоидов
(Г.Н.Федотов)... ...... ............ ...... ...... ...... ............ ...... ...... ...119
Литература
... ......128
Глава V. Удельная поверхность почв...................................................130
V.1. Методы определения удельной поверхности почв
(А.С.Манучаров, Н.И.Черноморченко, Г.В.Харитонова)...............................136
V.1.1. Геометрический метод
.
.136
V.1.2. Метод БЭТ (Брунауера, Эммета и Теллера)
...
...138
V.1.3. Уравнение Фаррера
...
...142
V.1.4. Физически обоснованное уравнение сорбции паров воды почвами
(уравнение Харитоновой) (Г.В.Харитонова)..............................145
V.2. Методы определения изотермы десорбции
(А.С.Манучаров, Н.И.Черноморченко, Г.В.Харитонова)..................
.156
V.2.1. Гигроскопический (метод сорбционного равновесия)
......
.156
V.3. Статические методы измерения изотерм адсорбции чистых газов
и паров (А.С.Манучаров, Н.И.Черноморченко, Г.В.Харитонова)........159
V.3.1. Объемный метод измерения адсорбции
.......159
V.3.2. Весовой метод
.
......
.... . .160
V.3.3. Метод тепловой десорбции
. .
..........161
Анализатор удельной поверхности серии СОРБТОМЕТР-М
КНГУ101.00.00.00
..
.........162
Литература
... ......164
Глава VI. Почвенно-гидрологические константы
(Л.О.Карпачевский, Т.А.Зубкова, Е.В.Шеин)... ...... ...... ...... ...........166
VI.1. Формы воды в почве
........166
VI.2. Почвенно-гидрологические (водные) константы
.........168
VI.3.1. Определение наименьшей влагоемкости
.
...........172
VI.3.2. Определение влажности завядания
.
...
...174
Литература
... ......176
Глава VII. Давление влаги в почве......................................................177
VII.1. Методы определения полного давления влаги (И.И.Судницын)......
.183
VII.1.1. Криоскопические методы (И.И.Судницын)... ............ ....... ......
.183
VII.1.2. Гигроскопические методы (И.И.Судницын)............................187
VII.1.2.1. Метод гигроскопического равновесия в модификации
И.И.Судницына (И.И.Судницын)... ...... ...... ............ ...........191
VII.1.2.2. Психрометрический метод (психрометр конструкции
И.И.Судницына) (И.И.Судницын).....................................192
VII.1.2.3. Метод «нулевого изменения влажности» образца (модификация
И.И.Судницына) (И.И.Судницын).....................................197
Содержание
609
VII.1.3. Хроматографический метод (модификация А.В. Смагина
и Г.В. Смирнова) (А.В. Смагин) ...... ...... ... . ..................... ....200
VII.2. Методы определения капиллярно-сорбционного давления влаги.....207
VII.2.1. Метод тензиометров (И.И.Судницын).............................. ......207
Конструкция тензиометра с воздушным манометром (модификация
И.И.Судницына) (И.И.Судницын)................................................208
VII.2.2. Метод капилляриметров (Е.В.Шеин)....................................209
VII.2.2.1. Определение основной гидрофизической характеристики
с помощью капилляриметров в зондовом варианте
(М.А.Сидорова, Е.В.Шеин)............................................................212
VII.2.3. Метод тензиостатов (М.А.Сидорова).................... ......... ... .....217
VII.2.4. Метод исследования капиллярного гистерезиса основной
гидрофизической характеристики (Шваров А.П.)................... .219
VII.2.5. Определение основной гидрофизической характеристики почв
методом центрифугирования (модификация А.В. Смагина)
(А.В. Смагин)................................................................. .221
VII.2.6. Метод пластинных и мембранных прессов (П.Н.Березин)..........228
VII.2.6.1. Пластинный пресс с непрерывной автоматической фиксацией
влажности образца (конструкции П.Н.Березина) (П.Н.Березин).229
VII.2.6.2. Пресс поплавкового типа (конструкции П.Н.Березина
с соавторами) (П.Н.Березин)... ....... ...... ...... ...... ............ ...231
VII.2.6.3. Метод зондовых мембранных прессов (в модификации
И.И.Судницына) (И.И.Судницын)....................................232
VII.2.7. Метод гипсовых блоков (И.И.Судницын)... . ....... ...... ......... ...... .234
VII.3. Определение осмотического давления влаги (И.И.Судницын)...... .235
Литература
...236
Глава VIII. Фильтрация, водопроницаемость почв...... ... .... ...... ...... ...... .238
VIII.1. Движение воды в насыщенной влагой почве (фильтрация)
(Е.В.Шеин)........................................................................238
VIII.2. Определение коэффициента фильтрации почвы методом малых
заливаемых площадей (Е.В.Шеин)........................................242
VIII.3. Метод определения Кф по скорости восстановления уровня воды
в скважине. Латеральная (или боковая) фильтрация
(Ф.Р.Зайдельман)............................................................ ..244
VIII.3.1. Метод Доната-Эркина определения Кф по восстановлению
уровня воды в скважине в неоплывающих и необводненных
с поверхности почвогрунтах (Ф.Р.Зайдельман)......... ...... ... ...244
VIII.3.2. Метод определения коэффициента фильтрации по восстановлению
уровня воды в скважине в обводненных и оплывающих почво-
грунтах в модификации Зайдельмана (Ф.Р.Зайдельман)..........248
VIII.3.3. Метод определения вертикальной и латеральной фильтрации почв
по Ханусу (лабораторный метод) (Ф.Р.Зайдельман)......... ......250
VIII.4. Водопроницаемость. Впитывание (инфильтрация) воды в почву
(Е.В.Шеин)........................................................................252
VIII.4.1. Коэффициенты фильтрации и впитывания: экспериментальные
определения и расчеты (Е.В.Шеин)....................................255
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
610
VIII.4.2. Определение коэффициента фильтрации почвы методом трубок
с постоянным водным напором (А.К.Губер)..........................256
VIII.4.3. Определение коэффициента фильтрации почвы (установившейся
скорости фильтрации), начальной скорости методом трубок
с постоянным водным напором (Е.В.Шеин)..........................258
Литература
... .....231
Глава IX. Функция влагопроводности почв
...262
IX.1. Метод капилляриметров в зондовом варианте (М.А.Сидорова).........262
IX.2. Метод стационарных потоков (М.А.Сидорова)..............................266
IX.3. Полевой метод инфильтрометров (А.К.Губер)..............................270
IX.4. Метод центрифугирования (модификация А.В. Смагина)
(А.В.Смагин)........................................................................273
Литература
... ...277
Глава X. Лизиметрический метод исследования почв (А.Б.Умарова)...... ...278
Х.1. История лизиметрических исследований
... .280
Х.2. Типы лизиметрических установок
.282
Х.2.1. Насыпные и монолитные лизиметры
...284
Х.2.2. Типы лизиметрических установок
......287
Литература
... ...... ......300
Глава XI. Педотрансферный метод для оценки гидрофизических функций
почв (В.Г.Тымбаев, А.В. Дембовецкий, А.К. Губер)... ...................304
XI.1. Базы данных почвенных свойств
... ...... ... 305
XI.2. Входные параметры педотрансферных функций
...........308
XI.3. Предварительная систематизация данных
............ .310
XI.4. Основные типы педотрансферных функций
.....311
XI.4.1. Метод физически обоснованной модели
. ..311
XI.4.2. Точечно-регрессионный метод
...
...313
XI.4.3. Функционально-параметрический регрессионный метод
...
...315
XI.5. Методы построения педотрансферных функций
... ...
...320
XI.5.1. Регрессионный метод
... ......
... ...320
XI.5.2. Метод искусственных нейронных сетей
... ...
...... ......323
XI.5.3. Метод группового учёта аргументов
... ...
...... ...... ..326
XI.5.4. Деревья решений
...
... ...... ..329
Литература
...
......... ......335
Глава XII. Гидрохимические свойства почв ....................................... .339
XII.1. Уравнение конвективно-диффузионного переноса (А.Б.Умарова)....339
XII.2. Фильтрационный эксперимент по получению «выходной кривой»
(А.К.Губер)........................................................................
.345
XII.3. Метод определения содержания нерастворяющей влаги в почве
(А.Б.Умарова, М.А.Сидорова) ...... ...... ...... ...... ...... ...... ...... ......
.360
XII.4. Расчеты гидрохимических параметров почвы по выходным кривым
с помощью физически обоснованных математических моделей перено-
са веществ (А.К.Губер) ................................................
... .......362
Содержание
611
XII.4.1. Основные уравнения для расчета гидрохимических параметров
почвы по данным фильтрационного эксперимента ...... ...... ......365
I. Равновесные модели КДП
.
.365
II. Неравновесные модели КДП
. ..
.367
Литература
......372
Глава XIII. Температурный режим и тепловые свойства почв
(Т.А.Архангельская) ...... ...... ...... ...... ...... ...... ...... ...... ... .... ....373
XIII.1. Температурный режим почвы
....373
XIII.2. Тепловые свойства почвы
........ .374
XIII.2.1. Теплоемкость почвы
.....374
XIII.2.2. Теплопроводность и температуропроводность почвы
....... ... ..377
XIII.3. Методы исследования температурного режима почвы
.
..379
XIII.3.1 Методика проведения режимных наблюдений
. ..380
XIII.3.2. Методика проведения площадных исследований
.
.382
XIII.3.3. Методика исследования потоков тепла в почве
.
384
XIII.4. Методы определения тепловых свойств почвы
.
..385
XIII.4.1. Расчетный метод определения теплоемкости почвы
.......386
XIII.4.2. Лабораторное определение температуропроводности почвы
с использованием теории регулярного режима Г.М. Кондратьева..387
XIII.4.3. Расчетные методы определения температуропроводности почвы
по полевым данным
..394
Аналитический метод
.....................395
Численный метод
... ...... ...... ..398
Литература
... ...... ... . .401
Глава XIV. Газовая фаза почв (А.В.Смагин)....................................... ...402
XIV.1. Анализ содержания макрокомпонентов почвенного воздуха с помо-
щью портативного газоанализатора ПГА-7... ........................ ... .402
XIV.2. Определение дыхания почвы методом закрытых камер с помощью
портативного газоанализатора ПГА-7... ...... .................. ...... ... . .406
XIV.3. Лабораторный метод определения эффективного коэффициента
диффузии газов в почве
....................412
XIV.4. Полевой метод определения эффективного коэффициента диффузии
газов в почве
418
XIV.5. Модифицированный метод оценки генерирования (поглощения)
газов почвой при инкубации в закрытых сосудах
............421
Литература
............ ...... ...... ...... ...... .........425
Глава XV. Электрические свойства почв (А.И.Поздняков) ........................426
XV.1. Современные методики измерений электрофизических параметров
почв
.......427
XV.1.1. Описание прибора «Автоматический измеритель электрических
параметров почв и растений» «LANDMАРPER-03»...... ............428
XV.1.1.1. Измерения электрического сопротивления в лаборатории......432
XV.1.1.2. Измерения сопротивления по профилю почв и в методах
профилирования по поверхности почв
...
...... ...433
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
612
XV.1.1.3. Методика исследований методом вертикального электрического
зондирования (ВЭЗ)
...... ............433
XV.2. Электрические параметры и почвообразование
. .. ...... ......... .435
XV.3. Стационарные электрические поля и элементарные почвообразователь
ные процессы
....435
XV.4. СЭП и профильная организация почв
........................436
XV.5. Электрические поля и свойства почв
............ ... ... ... ... .441
XV.5.1. Электрические параметры СЭП и влажность
...
..441
XV.5.2 Связи между электрическими параметрами и некоторыми
свойствами почв гумидной зоны
..443
XV.5.3. Связи между электрическими параметрами и свойствами почв арид-
ных регионов
..446
XV.5.4. Энергетические характеристики почвообразования и стационарные
электрические поля почв
...448
XV.5.5. Стационарные электрические поля и организация почвенных
профилей основных зональных типов почв
............. .449
XV.6. Модели почвенно-электрических профилей основных генетических
типов почв
...... ...... .450
XV.6.1. Общие закономерности в поведении СЭП на катенно-ландшафтном
и зональном уровне организации почвенного покрова
..455
XV.6.2. Модельные представления о СЭП на катенно-ландшафтном уровне
организации почвенного покрова
........456
XV.6.3. Модельные представления о СЭП на зональном уровне организации
почвенного покрова
...............456
Литература
........................................................................... ..461
Глава XVI. Реология и физико-механические свойства почв..................464
XVI.1. Реология почв...... ...... ...... ...... ...... ...... ...... ...... ............ .......464
XVI.1.1. Течение вещества, напряжение и деформация
(А.С. Манучаров, Н.И.Черноморченко)......... ....... ...... ...... .....465
XVI.1.2. Реологические свойства почв: теоретические основы эксперимен-
тального определения (А.С. Манучаров, Н.И.Черноморченко)....474
XVI.1.3. Построение реологической кривой
(А.С. Манучаров, Н.И.Черноморченко)... .............................. .481
XVI.1.4. Прочностные характеристики почв
(А.С. Манучаров, Н.И.Черноморченко).................................486
XVI.1.5. Механическая прочность агрегатов (Зубкова Т.А.)... ...... ........488
XVI.2. Методы исследования физико-механических свойств почв
(Д.Д.Хайдапова)......... ... .................................................... ...490
XVI.2.1. Физико-механические константы. Пределы Аттерберга......... .. .491
XVI.2.2. Методы определения предела текучести
493
Метод Бахтина
493
Метод Васильева
494
XVI.2.3. Методы определения предела пластичности
... ........494
Метод Аттерберга
... ...... ...... ..494
Метод Федорова
... .......495
Определение числа пластичности
... .........495
Содержание
613
XVI.2.4. Сопротивление сдвигу
..496
Определение сопротивления сдвигу методом конического пластометра
Ребиндера
499
Методика определения прочности агрегатов на пластометре
Ребиндера
...502
Методика определения прочности структуры почвы в естественном со-
стоянии
503
XVI.2.5. Связь физико-механических свойств почв с основной гидрофизи-
ческой характеристикой ...... ...... ...... ...... ...... ...... ............ . . .507
XVI.2.6. Набухание ............................ ...... ...... ...... ...... ...... ... . .. ... .511
XVI.2.7. Усадка ........................... ...... ...... .............................. .. . . 515
XVI.2.8. Липкость ...... ...... ...... ...................................................519
XVI.2.9. Теплота смачивания...... ...... ...... ... ............................ .....
...523
Литература
...... ...... ..529
Глава XVII. Физические свойства заболоченных и болотных почв
(Ф.Р. Зайдельман) ............................................................531
XVII.1. Особенности определения влажности заболоченных и болотных почв
термостатно-весовым методом
............ .531
XVII.1.1. Определение плотности торфяных почв по методу
Зайдельмана
....................533
XVII.1.2. Определение плотности обводненных торфяных почв по методу
Илльнера
535
XVII.1.3. Определение плотности набухающих заболоченных почв.........536
XVII.1.4. Определение влажности устойчивого завядания растений в торфя-
ных почвах методом вегетационных миниатюр в модификации
Зайдельмана и Виноградова
..........536
XVII.2 Методы определения влагоемкости гидроморфных почв
...........537
XVII.2.1. Определение наименьшей влагоемкости торфяных почв по методу
Долгова и его модификации Скрынниковой
..537
XVII.2.2. Определение предельной полевой влагоемкости
...
..539
XVII.2.3. Определение динамической влагоемкости и водоотдачи заболо-
ченных и болотных почв
..540
XVII.3. Расчет водоотдачи и коэффициента водоотдачи
...
544
XVII.3.1. Методы определения водопроницаемости заболоченных и болот-
ных почв в условиях близкого залегания верховодки или грунто
вых вод
........................545
XVII.3.2. Определение вертикальной водопроницаемости по методу
заливаемых квадратов Н.А. Качинского
........................... 546
XVII.3.3. Определение вертикальной водопроницаемости с помощью
инфильтрометра Кировгипроводхоза
.................. .548
Литература
............... ...550
Глава XVIII. Физические свойства песчаных и каменистых почв......... .. .551
XVIII.1. Гранулометрический состав песков и легких почв
(Л.Ф.Смирнова) ...................................................... ......... 551
XVIII.2. Физические свойства песков (Л.Ф.Смирнова)... ...... ...... ...... ....554
XVIII.3. Физико-механические свойства песков (Л.Ф.Смирнова)... ..........556
ТЕОРИИ И МЕТОДЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
614
XVIII.4. Плотность, пористость, твердость песков и корни растений
(Л.Ф.Смирнова)... ...... .................. ...... ...... ...... ............ .......559
XVIII.5. Определение физических свойств каменистых почв по методам
Зайдельмана (Ф.Р.Зайдельман)... ...... ...... ...... ............ ............560
XVIII.5.1. Определение плотности каменистых почв и расчет
пористости
.........561
XVIII.5.2. Определение влажности каменистых почв, расчет запаса влаги
и воздухоносной порозности
...
....563
Литература
...
... .. .565
Глава XIX. Оценка мелиорируемых почв по их химическим свойствам
(Ф.Р.Зайдельман, А.С.Никифорова) ...... ...... ...... ...... ...... ..........566
XIX.1. Определение содержания закисного железа в грунтовых водах
в полевых условиях
..
........566
XIX.2. Качественные определения хлоридов, сульфатов и соды в водных
вытяжках в полевых условиях при картировании
.......... ...... ... ..568
XIX.3. Количественное определение степени заболоченности минеральных
почв по составу ортштейнов
.
.
.568
Литература
.
.
.570
Глава XX. Пространственная вариабельность физических свойств почв
и ГИС-технологии
(М.А.Бутылкина, Е.В.Фаустова, М.В.Банников) ..................... ....571
XX.1. Явление неоднородности почвенных свойств. Факторы, определяющие
неоднородность. Уровни неоднородности почвенных свойств
.
..572
XX.2. Предварительный этап работ, планирование эксперимента
.........574
XX.3. Полевой этап работ
..................577
XX.4. Обработка и представление результатов
............577
XX.4.1. Контурное представление
............ ...578
XX.4.2. Представление в виде функциональной поверхности
...... ....581
XX.4.3. Детерминистские методы
..................583
XX.4.3.1. Метод треугольной нерегулярной сети
...... ... ......583
XX.4.3.2. Метод тренда (полиномов)
...............584
XX.4.3.3. Метод обратных взвешенных расстояний (Inverse Distance
Weighting -- IDW)......................................................... ...
..........585
XX.4.3.4. Методы радиальных базисных функций (Radial basis functions,
RBF)... ...... ............ ...... ...... ...... ............ ...... ...... ...........586
XX.4.4. Геостатистические методы
.
...
...... .... .......587
XX.4.4.1. Гипотезы стационарности
.
...
.............587
XX.4.4.2. Описание пространственной изменчивости при помощи
автокорреляционных функций и семивариограмм
.............588
XX.4.4.3. Интерполяция данных методом кригинга (Kriging)... .............591
XX.6. Географическая информационная система (ГИС)
...
................ ..593
Литература
.............598
Справочные материалы
..
600