А.Д.Воронин
основы
ФИЗИКИ
почв

А. Д. Воронин
ОСНОВЫ
ФИЗИКИ ПОЧВ
Допущено Министерством высшего и среднего
специального образования СССР в качестве
учебника для студентов высших учебных
заведений, обучающихся по специальности
«Агрохимия и почвоведение»
ИЗДАТЕЛЬСТВО
МОСКОВСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
1986

УДК 631
Воронин А. Д. Основы физики почв: Учеб. пособие. — М.: Изд-во Моск.
ун-та 1986 —с. 244, ил.
В пособии изложены основные теоретические положения физики твердой,
жидкой и газообразной частей почв, теплофизики. Описаны особенности почв
как полидисперсных, гетерогенных, гидрофильных систем, рассмотрены теория
потенциала почвенной влаги и движения воды в почвах, доступность воды
растениям и условия их влагообеспеченности. Проанализированы механизмы и
условия газообмена в почвах, состав почвенного воздуха и его влияние на
продуктивность сельскохозяйственных растений. Приведены основные теплофи-
зические характеристики почв и закономерности распространения тепла в
почвах, влияние температурного режима почв иа урожай сельскохозяйственных
растений.
Рецензенты:
кафедра почвоведения ТСХА
(заведующий кафедрой
академик ВАСХНИЛ, профессор Н. П. ПАНОВ),
член-корреспондент ВАСХНИЛ, профессор С. В. НЕРПИН
3802020000—172
В 077(02)-86 159—86
© Издательство Московского университета, 1986

ВВЕДЕНИЕ
Содержание, методы, задачи и области практического
применения физики почв
Физика поч© — это область почвоведения, изучающая
физические свойства почв и протекающие в них физические процессы.
Почва как физическое тело представляет собой
полидисперсную гетерогенную систему, т. е. она состоит из частиц различной
крупности и разного минералогического и химического состава.
Между слагающими почву частицами образуются пустоты, или
поры, в которых находится почвенный раствор и почвенный
воздух. Вследствие дисперсности почвы обладают сильно развитыми
поверхностями раздела между твердой частью и другими
составляющими ее частями, а следовательно, и значительной свободной
поверхностной энергией, оказывающей влияние на состояние
вещества и процессы, протекающие в ограниченном эти^и
поверхностями поровом пространстве. В результате в пустотах почвы
создаются энергетические условия, отличающиеся от тех, которые
существуют у поверхностей крупных объемных тел. Размер,
форма и способ упаковки почвенных частиц и их агрегатов
определяют соотношение между объемами, занимаемыми в почве
твердой частью, жидкостью и газами, влияют на физическое состояние
и поведение почвенного раствора и содержащихся в нем
элементов питания растений, а также на энергетику и подвижность
воды — основного компонента почвы и биосферы в целом.
Соотношение между твердой и жидкой частями почвы влияет
на ее газообмен с атмосферой и прежде всего на аэрацию почвы,
т. е. поступление необходимого для корней растений кислорода и
удаление углекислоты; обуславливает теплоемкость,
теплопроводность, температуропроводность почвы и, следовательно, влияет на
аккумуляцию и распространение теплоты в почве, оказывающей
существенное воздействие как на рост и развитие растений, так
и на протекающие в почве физические и химические процессы.
Взаимодействие твердой и жидкой частей почвы
обусловливает механические и реологические свойства почв (их прочность,
деформируемость, пластичность, текучесть, вязкость, липкость),
тесно связанные с технологическими операциями по обработке
поч» и уходу за посевами и влияющие на распространение корней
растений.
3

Твердая часть почвы служит ее основой, или матрицей.
Поэтому изучение структуры этой основы почв, ее состава и свойств
(распределение составляющих ее частиц по размерам, их
минералогический состав; условия их агрегирования и пептизации;
величина и свойства их поверхностей раздела), ее взаимодействия
с почвенным раствором — одна из основных задач физики почв.
Почва как природное физическое тело тесно связана с
составом и происхождением материнской породы и с условиями
внешней среды (с климатом, рельефом, растительностью), т. е. с
факторами почвообразования, которые определяют особенности
формирования почвенного профиля, состоящего из генетических
горизонтов, являющихся причиной возникновения вертикальной
анизотропии, и обусловливают латеральную пространственную
изменчивость физических свойств почв. С условиями внешней
среды связаны изменения содержания воды и воздуха в почвах,
приток тепла в почвы или его отток, колебания температуры
почв. Факторы внешней среды обусловливают радиационный,
тепловой, водный и воздушный режимы почв, служат причиной
перемещения воды в почве в вертикальном и горизонтальном
направлениях. На характер и скорость распространения воды,
воздуха, тепла в почвах существенное влияние оказывают строение
почвенного профиля, степень выраженности вертикальной
анизотропии. Поэтому существенное место в физике почвы уделена
вопросам проникновениия и распространения воды и воздуха в
почвах (инфильтрация, водопроницаемость, водоподъемная
способность почв, воздухопроницаемость), водного, теплового и
воздушного режимов.
Почвообразовательный процесс оказывает сильное влияние на
организацию, упорядочение и дифференциацию твердой части
почвы, определяет состав почвенного раствора и обусловливает
особенности почвы как природного физического тела. Поэтому
физику почв и следует рассматривать как одну из почвенных
дисциплин.
В то же время почва как физическое тело подчиняется
законам физики, в частности физики дисперсных систем, и при ее
исследовании используют не только современные физические
методы, но и современные физические теории, опирающиеся на
соответствующий математический аппарат. Существенную помощь
при изучении протекающих в почвах физических процессов
оказывает имитационное математическое и физическое
моделирование.
Достижения физики почв широко используются в народном
хозяйстве СССР. Экологическая и технологическая оценка
физического состояния почв лежит в основе разработки современных
зональных систем обработки почв и ухода за посевами.
Физика почв служит теоретической основой их мелиорации.
Если на значительных территориях юга и юго-востока
европейской части нашей страны и в Средней Азии не хватает воды и
необходимо орошение, то в северных и северо-западных ее облас-
4

тях и частично в центральных районах, а также в Нечерноземье
отмечается избыток воды, который необходимо удалять, чтобы
обеспечить благоприятные условия для развития
сельскохозяйственных растений, т. е. необходимо осушение. Значительные
территории, расположенные в областях с большим количеством
тепла и света, характеризуются избыточным содержанием солей или
плохими физическими свойствами, вызванными солонцевато-
стью. Для эффективного использования этих почв их необходимо
улучшить, удалив избыток солей и устранив солонцеватость.
Успешное осуществление этих мероприятий возможно лишь при
условии хорошего знания физических свойств почв и
закономерностей протекающих в них процессов (распространения в почвах
воды и растворенных е ней солей, изменения структуры твердой
части почвы в зависимости от изменения состава и
концентрации почвенного раствора, состава обменных оснований). Научно
обоснованная разработка как агротехнических, так и инженерных
мероприятий по борьбе с водной и ветровой эрозией почв
немыслима без учета физических свойств почв.
В «Основных направлениях экономического и социального
развития СССР на 1986—1990 годы и на период до 2000 года»
подчеркнута необходимость последовательного проведения
намеченной Продовольственной программой СССР линии на полное
удовлетворение потребностей страны в сельскохозяйственной
продукции. Для этих целей предусматриваются разработка и
внедрение энергосберегающих почвозащитных и индустриальных
технологий возделывания сельскохозяйственных культур для
различных почвенно-климатических условий, а также дальнейшая
реализация Долговременной программы мелиорации земель.
Большая роль в решении этих грандиозных задач принадлежит
физике почв.
Краткая история развития физики почв
Физика почвы зарождалась и развивалась в тесном
содружестве с земледелием и была направлена прежде всего на
разработку научного обоснования способов обработки почвы,
обеспечивающих создание наилучших физических условий для
прорастания семян, роста и развития сельскохозяйственных растений.
Основоположником физического обоснования земледелия по
праву следует считать выдающегося русского агронома И. М. Ко-
мова (1750—1792), выпустившего в 1788 г. в Петербурге свой
знаменитый труд «О земледелии», в котором он писал: «... и само
оно (земледелие) не что есть иное, как часть физики опытной,
только всех полезнейшая». В этом труде он одним из первых
сформулировал принципы гранулометрического анализа почв,
указав на возможность разделения фракций глины и песка отму-
чпианием в воде. В нем же он рассматривает вопросы улучшения
структуры глинистых почв путем добавления извести и песка, а
песчаных почв путем добавления глины. Он обратил внимание
5

на большую роль гумуса не только как источника питания
растений, но и как средства улучшения структуры почв.
Другим выдающимся русским пропагандистом физических
знаний в сельском хозяйстве в начале XIX в. был профессор
Московского университета М. Г. Павлов, заведовавший кафедрой
физики, минералогии и сельского хозяйства с 1820 по 1839 г.
Первый том из пятитомного курса сельского хозяйства он
озаглавил «Физические основания земледелия», в котором он ратовал
за физическое обоснование агротехнических приемов.
Специальную работу по физике почв в связи с их обработкой
выполнил профессор сельского хозяйства Н. И. Железное. В его
работе «Испытание вязкости почв динамометрическим ломом»
(1853) впервые был предложен прибор для определения
сопротивления почв сдавливанию и расклиниванию. «Лом» Железно-
ва впоследствии был применен во многих работах по механике
почв.
В период научной деятельности М. Г. Павлова и Н. И. Желез-
нова значение агрономической физики широко признавалось в
агрономических кругах. В это время особенно интенсивно
начинает развиваться немецкая агрофизическая школа. Первое
описание физических свойств поч© сделал Шюблер (Schubler, 1830).
Он исследовал почти все физические свойства из тех, которые мы
изучаем в настоящее время. В современной терминологии это
такие свойства, как плотность твердой фазы и плотность
сложения сухой почвы; влагоемкость почявы и скорость испарения воды
из нее; скорость поглощения водяного пара и теплота
смачивания; прочность, пластичность, вязкость почв; теплоемкость и
теплопроводность почв; степень поглощения солнечной радиации;
электропроводность почв; поглощение почвой кислорода. Шюблер
показал, что все разнообразные физические свойства почв
связаны друг с другом. К сожалению, установленные им связи часто
были формальными. Однако уже эти результаты позволили дать
физическое объяснение таким известным в сельском хозяйстве
наблюдениям, что глинистые почвы влажны и холодны, а
песчаные сухи и теплы; тяжелые почвы лучше сохраняют воду и
противостоят засухе, чем легкие. Одно из важнейших упущений
Шюблера состояло в том, что он не связывал изучаемые им
физические свойства почв с гранулометрическим составом и рас-*
сматривал эти свойства как характеризующие почву в целом, без
какого-либо указания на роль тех или иных ее частей.
Аналитический метод изучения свойств почвенных
компонентов был развит в работах другого известного немецкого ученого
Вольни, основавшего первый специальный агрофизический
журнал, который выходил ежегодно, начиная с 1878 по 1898 г. В нем
публиковались специальные статьи по физическим свойствам почв
и растений, по микрометеорологии. Этот журнал сыграл
заметную роль в пропаганде большого значения физических свойств
почв в повышении урожая сельскохозяйственных культур в тот
период, когда значительные успехи в химии и физиологии расте-
6

ний понизили интерес агрономов к физическим условиям роста
растений.
В России интерес к одному из важнейших разделов физики
почв — почвенной гидрологии — вызвала жестокая засуха и
последовавший за ней голод в степных районах России в 1891 г.
Передовые русские ученые В. В. Докучаев, Г. А. Костычев,
А. А. Измаильский, Г. Н. Высоцкий, П. В. Отоцкий живо
откликнулись на бедствия и страдания народа. Основатель научного
генетического почвоведения В. В. Докучаев, преодолевая
равнодушие и косность царских чиновников, организует свои знаменитые
экспедиции по выяснению причин засухи и разработке
мероприятий по борьбе с ней в степных черноземных областях.
А. А. Измаильский проводит изучение влажности почв и
системы агротехнических мероприятий, позволяющих накапливать
и сохранять в почве влагу для успешного выращивания
сельскохозяйственных культур. Г. Н. Высоцкий изучает водный режим
черноземов на Велико-Анадольском участке — одном из опытных
участков, организованных В. В. Докучаевым. Полученные данные
позволили ему связать водный режим почв с почвообразованием.
Этим он положил начало новому направлению в почвенной
гидрологии, которое, по мнению А. А. Роде, можно было бы назвать
генетико-гидрологическим. Крупнейшим итогом его многолетних
исследований явилось учение о типах водного режима почв.
Участие В. В. Докучаева и его учеников в выяснении причин
засухи и разработке мероприятий по борьбе с ней определило
естественноисторический подход и генетическую
направленность в дальнейших исследованиях по физике почд в нашей
стране.
Большое влияние на дальнейшее развитие агрофизики
оказали работы П. А. Костычева в области структуры и обработки
почв в целях сохранения в почве влаги и обеспечения в ней
благоприятных физических свойств. Он впервые строго научно
обосновал роль органического вещества и катиона кальция в
агрегировании почв и из всех типов структуры выделил в качестве
агрономически ценной комковато-зернистую. Среди методов
улучшения структуры почв П. А. Костычев особую роль отводил
многолетним травам.
Н. М. Сибирцевым предложена классификация почв по
механическому составу, базирующаяся на соотношении «физической»
глины и «физического песка».
До революции В. Р. Вильяме изучал свойства фракций
механических элементов, П. С. Коссович — водно-физические
свойства почв, А. Ф. Лебедев ■— почвенную гидрологию.
После Великой Октябрьской социалистической революции
интерес к изучению физических свойств и режимов почв возрос.
В Тимирязевской сельскохозяйственной академии А. Г. Доярен-
ко и его ученики проводят интересные исследования по
динамике основных физических свойств и режимов почв (водного,
воздушного, теплового н др.) в различных полях севооборотов. Для
7

изучения этих свойств и режимов почв в поле и в
лаборатории А. Г. Дояренко была предложена серия оригинальных
приборов.
На Московской областной сельскохозяйственной опытной
станции Н. А. Качинский начинает работы по изучению физических
свойств почв в их естественном залегании и при различных
способах обработки на строгой генетической основе. Применяемые
ранее для агротехнических целей разрозненные методы
исследования физических свойств почв он объединяет в единую систему,
получившую название агрофизической характеристики почв. Он
же предложил и ряд методов для изучения физических и физико-
механических свойств почв. Под руководством Н. А. Качинскогс
проведена агрофизическая и почвенно-мелиоративная
характеристики почв во многих регионах Советского Союза. Он внес
заметный вклад в совершенствование классификации почв по
гранулометрическому составу и в методику гранулометрического
анализа почв. По инициативе Н. А. Качинского, в 1943 г. в Московском
университете была создана кафедра физики и мелиорации почв,
которой он руководил более 30 лет.
В Почвенном институте им. В. В. Докучаева был создан
отдел физики и механики поче, который возглавил А. Ф. Лебедев.
Развитые им представления о существовании двух форм
конденсации в почве парообразной воды атмосферы — молекулярной
(адсорбционной) и термической — сохранили свое значение и в
настоящее время. Основная заслуга А. Ф. Лебедева состоит в
обстоятельном и последовательном внедрении в почвенную
гидрологию представлений о пленочной влаге и влиянии
поверхностных сил на почвенную воду.
Интересные работы по изучению подвижности почвенной
влаги и ее доступности для растений были проведены С. И.
Долговым.
Фундаментальное обобщение по водно-физическим свойствам и
водным режимам почв было сделано А. А. Роде.
Энциклопедические знания во многих областях почвоведения и личное участие
в многочисленных и разносторонних полевых и лабораторных
исследованиях позволили ему создать -«Основы учения о
почвенной влаге» — труд, за который А. А. Роде был удостоен
Государственной премии СССР.
Особенно заметный вклад советские ученые внесли ©
развитие физико-химических основ современной физики почв. К. К. Гед*
ройц провел блестящие исследования по влиянию обменных
катионов на дисперсность и структуру почв, на их основные
физические свойства. В сущности, это была первая попытка изучения
свойств почв на молекулярно-ионном уровне. К сожалению, эта
попытка была односторонней, так как количественно учитывались
лишь концентрация и состав почвенного раствора, характер
поверхности твердых почвенных частиц не рассматривался из-за
несовершенства существовавших методов исследования.
В развиваемом И. Н. Антиповым-Каратаевым учении о почюе
8

как полидисперсной системе уже обращено внимание на
минералогический и химический составы твердой фазы почвы и ее
отдельных гранулометрических функций; на взаимодействие
твердой фазы почвы с почвенным раствором. Этот подход позволил
И. Н. Антипову-Каратаеву и его сотрудникам рассмотреть
природу почвенных агрегатов и установить основные типы связи в
них.
Широкую известность, теоретическую и практическую
значимость получили исследования в области структуры поч© А. Ф. Тю-
лина, С. А. Захарова, Н. И. Саввинова, П. В. Вершинина,
И. Б. Ревута.
Быстро растущий объем экспериментальных исследований по
физике почв перестает укладываться в теоретические рамки, в
которых она развивалась как физическая основа земледелия, и
становится все более очевидной необходимость в расширении
теоретической базы физики почв и привлечении для этого
достижений физики, в особенности физики дисперсных систем
(коллоидной химии). К тому же в исследованиях по физике почвы все
чаще начинают принимать участие физики и физикохимики,
обогащая физику почв не только физическими методами, но и
физическими теориями. Физика поч©ы начинает оформляться в
самостоятельную почвенную дисциплину. В Советском Союзе большую
роль в этом отношении сыграл созданный в 1932 г. в Ленинграде
по инициативе академика А. Ф. Иоффе Физико-агрономический
(ныне Агрофизический) институт ВАСХНИЛ.
Существенный вклад в развитие теоретических основ физики
почв внесли в XX в. зарубежные физики почв. Прежде всего среди
них следует отметить американского физика Бакингема
(Buckingham Е.), развившего в начале века концептуальную основу для
современных исследований по физике поведения воды в
ненасыщенных влагою почеах. Первое положение его концепции состоя*
по в признании того, что силы, влияющие на равновесие и
движение воды в почве, носят консервативный характер и,
следовательно, поддаются трактовке в скалярных величинах —
потенциалах. В частности, он ввел понятие «капиллярный потенциал
воды в почве», понимая, что удовлетворяющая в тот период
уровень знаний концепция механического потенциала с
обогащением фактическим материалом и усложнением подходов потребует
перехода к термодинамическим потенциалам — к гиббеовой
свободной энергии. Бакингем первым провел измерение потенциала
почвенной влаги и установил зависимость потенциала от
содержания воды в почве. Второе важное положение его концепции
состояло в том, что закон Дарси распространяется и на
движение воды в ненасыщенных водой поч»вах. Он первым приводит
понятие «проводимости» почвы и устанавливает ее зависимость
от влажности. Однако эти основополагающие идеи в то время не
были приняты и получили развитие лишь через 25—30 лет в
работах Ричардса (Richards),, Скофильда (Sckofield), Чайлдса
(Childs) и др.
9

С одной стороны, это было связано с недостаточной
физической и математической подготовленностью почвоведов и
агрономов того времени, а с другой •— с тем, что в то же время
американский физик почв Бриггс (Brlggs) придал вид респектабельной
физической концепции существовавшим в то «время
представлениям о существовании воды в почве в виде качественно
различных форм или категорий. Будучи более близкой агрономам, эта
концепция получила широкое распространение в почвоведении и
дожила вплоть до нашего времени. Следует отметить, что
Бакингем первым исследовал и опубликовал выдающиеся пионерские
исследования по диффузии кислорода и углекислоты в почвах, в
которых он изящно обобщил обширный экспериментальный
материал на хорошей теоретической основе.
В эти же годы американский исследователь Паттен (Patten)
закладывает теоретические основы процессов переноса тепла в
почвах и теплофизических свойств почв. В 1930 г. крупный
английский физик выпускает монографию, в которой удачно
обобщает все имеющиеся к этому времени теоретические подходы к
описанию физических явлений и процессов в почвах. Заметный
вклад в развитие физики почв внесли работы и обобщения Бэве-
ра (Baver).

Часть I
ОБЩИЕ ПОНЯТИЯ О ПОЧВЕ КАК О ПРИРОДНОЙ
ДИСПЕРСНОЙ КАПИЛЛЯРНО-ПОРИСТОЙ СИСТЕМЕ
Глава 1
ОСОБЕННОСТИ ПОЧВЫ КАК ПРИРОДНОГО ФИЗИЧЕСКОГО ТЕЛА
§ 1. Основные фазы почвы
Дисперсная природа почв обусловливает наличие между
частицами пустот или пор, заполненных жидкостью, газом или
одновременно тем и другим. В почвоведении эти составляющие почву
части принято называть фазами. В связи с тем что ряд
исследователей ставят под сомнение правильность применения термина
фаза по отношению к твердой, жидкой и газовой составляющим
почв, остановимся несколько подробнее на терминологии.
Напомним, что фазой называют физически однородные области внутри
одной системы. Система, состоящая из одного вещества, может
быть одновременно и фазой, если ее физические свойства
повсюду однородны, как, например, водное тело, полностью состоящее
из льда. Такую систему называют гомогенной. Но система,
состоящая из одного химического соединения, может быть и
гетерогенной, если ее физические свойства в разных частях разные.
Смесь воды и льда, например, химически однородна, но
физически гетерогенна, так как включает две фазы. Однофазной может
быть и система, состоящая из нескольких веществ. Например,
раствор соли IB воде представляет собой физически однородную
гомогенную жидкость. Поэтому есть все основания называть
почвенную воду с растворенными в ней веществами жидкой фазой
почвы. В этом смысле и твердую часть почвы, состоящую из
различных веществ, но физически служащих в качестве более или
менее однородной твердой основы, можно считать твердой фазой
почвы. Аналогично почвенный воздух можно с полным
основанием называть газовой фазой почвы.
Соотношения между объемами и массами этих фаз
определяют физические условия проявления почвенного плодородия.
Идеальные условия складываются, когда объем твердой фазы почвы
составляет 50%, а жидкой и газовой — по 25%.
В зависимости от погодных условий, характера растительности
и сельскохозяйственного использования почв соотношение между
фазами непрерывно изменяется как в пространстве, так и во
времени. Создание оптимального устойчивого для каждых конкрет-
П

ных условий соотношения между твердой, жидкой и газовой
фазами почв в активной корнеобитаемой толще — одна из
основных задач земледелия и мелиорации почв.
§ 2. Отношение между объемами и массами твердой,
жидкой и газовой фаз почвы
Соотношения между объемами и массами почвенных
составляющих позволяют определить основные параметры,
характеризующие физические свойства почвы.
Масса твердой фазы почв ms в единице объема твердой фазы
Vs характеризует плотность твердой фазы почвы ps:
p.«-fj-. (i-i)
Размерность плотности в системе СИ кг/м3 или в дольных
единицах г/см3. Иногда (преимущественно в старых работах)
плотность выражают через удельный вес, который численно (но не по
размерности) равен плотности. В некоторых отраслевых
стандартах плотность твердой фазы почвы не совсем удачно называют
удельной массой. Следует отметить, что подобно плотности
твердой фазы почвы определяют плотность жидкой фазы ре и
плотность газовой фазы ра.
Масса твердой фазы почвы ms в единице общего объема
почвы, т. е. объема твердой части и пор вместе Vt, характеризует
плотность сложения сухой почвы рь:
Иногда плотность сложения сухой почвы неудачно называют
«объемной массой». Этот термин возник в результате
автоматической замены понятия «вес» на понятие «масса». Раньше
плотность сложения сухой почвы называли «объемным весом» или
«удельным весом» скелета почвы. Плотность сложения сухой
почвы полнее отражает физический смысл, что видно на примере
приведенного ниже расчета пористости.
Очевидно, что р* всегда меньше, чем р5, и если поры
составляют половину объема, то и р& составит половину от р5.
Плотность сложения сухой почвы зависит от структуры
почвы, т. е. ее рыхлости или уплотненности, от процессов набухания
и сжатия, связанных с влажностью почвы. Однако, даже в очень
уплотненных почвах плотность сложения сухой почвы остается
заметно ниже плотности твердой фазы почвы, так как частицы
никогда не упаковываются совершенно плотно и всегда остаются
поры.
Общая масса сырой почвы т* в единице общего объема
почвы Vt характеризует общую плотность почвы pt или плотность
сырой почвы:
12

p'- —^ w. + v. + v. • (L3)
где m/ — масса жидкой фазы, Va — объем пор, V5 —объем
жидкой фазы. Общая плотность почвы значительно сильнее зависит
от влажности по сравнению с плотностью сложения сухой почвы.
В некоторых случаях в качестве показателя степени рыхлости
или плотности почвы удобно использовать удельный объем сухой
почвы Vb, т. е. объем единицы массы сухой почвы:
П = -£-=-£-• 0-4)
Отношение объема пор Vf к общему объему почвы Vt
называют общей плотностью почвы е:
e-JL-Ji=!i. (1.5)
vt vt к '
Подставив в 1.5 вместо Vt и Vs их значения (1.1) и 1.2, получим
ms ms
• 8 __ Р* Ps __ Ps--P& _ j _ _Р*_ /j g\
JUL Ps Ps '
P*
Общую пористость выражают либо в долях, как это следует из
1.5, либо в процентах, умножив 1.5 на 100.
Аналогичным образом можно вывести коэффициент пористо-
сти е — отношение объема пор Vf к объему твердой фазы Vs, a
не общему объему почвы:
V* V> ръ У '
Преимущество этого показателя перед предыдущим е состоит
в том, что с изменением объема пор изменяется только числитель,
в то время как при расчете пористости изменяются и числитель,
и знаменатель. Обычно е изменяется от 0,3 до 2.
Отношение массы жидкой фазы тпи основную часть которой
составляет вода, к массе твердой фазы почвы ms характеризует
массовую влажность почвы W:
W= -2!-, (1.8)
которую часто называют весовой влажностью. Массовую
влажность иногда выражают в долях, но чаще в процентах, умножая
1.8 на 100.
Отношение объема жидкой фазы Vi к общему объему почвы
Vt называют объемной влажностью почвы 9 и выражают как в
процентах, так и в долях:
в- -£-. (1.9)
Vt
13

Использование объемной влажности по сравнению с массовой ъ
некоторых случаях удобнее, поскольку непосредственно
применяется в расчетах потоков воды, количеств добавленной в почву
воды при орошении или дожде и удаленной из почвы при
испарении, транспирации или дренаже.
Объемная влажность связана с массовой следующими
соотношениями:
6=JL£L =Ц7р (1.10)
91
так как р/«1.
Это соотношение получается путем замены в 1.9 Vi и Vt на их
значения, выведенные аналогично (1.3) и 1.4:
q_ Vi _ лч__ръ_ __ Щь
Vt pi ms р/
Аналогично можно по объемной влажности определить массовую:
W^JBL% (I.il)
9ь
Во многих случаях бывает полезным выразить влажность в
абсолютных величинах, в виде запасов влаги, удобнее всего в
миллиметрах водного слоя, так как получающиеся при этом
величины легко сопоставить с количеством осадков:
WUM=-^-. (I.12)
где А —толщина данного слоя почвы в см, обозначения р& и W
те же, что и в 1.10. Умножив 1.12 на 10, получим запас воды в
м3-га"1, широко используемый в мелиоративной практике:
W (м3 га-1) =Wpbh. (I.13)
В набухающих почвах, когда пористость и общий объем
почвы заметно изменяются с изменением влажности, удобнее объем
жидкой фазы относить к объему твердой фазы, а не к общему
объему почвы. Это отношение по аналогии с коэффициентом
пористости е называют коэффициентом жидкостности v:
v= A-=J*L-P£-=-^- ^p$, (1.14)
Vs 91 ms р/
так как р/«1.
§ 3. Межфазные поверхности раздела в почве
Важнейшим следствием дисперсности наряду • с пористостью
является наличие у почв межфазных поверхностей раздела.
Дисперсность означает раздробленность, а раздробление вещества
приводит к увеличению его поверхности. В этом легко убедиться,
14

обратившись к известному примеру дробления кубика. Некоторое
количество вещества в виде кубика I см3 имеет общую
поверхность 6 см2, но то же количество вещества в виде кубиков в
1 мкм3 будет иметь общую поверхность 60000 см2. Таким
образом, удельная поверхность вещества, т. е. суммарная поверхность
частиц в 1 см3 или приходящаяся на 1 г вещества, резко
возрастает с увеличением дисперсности.
Межфазные поверхности могут существовать только при
наличии в системе жидкой или твердой фаз. Именно они
определяют форму и строение поверхностного слоя — переходной
области от одной фазы к другой. Свойства поверхности
непосредственно связаны с объемной структурой жидких и твердых фаз.
В связи с тем что вода является одним из основных компонентов
почвы, будем в дальнейшем рассматривать во всех межфазных
взаимодействиях в качестве жидкой фазы воду. Поверхностный
слой жидкой воды вследствие подвижности ее молекул в объеме,
а также в результате постоянно протекающих процессов
испарения и конденсации находятся в непрерывном обновлении. Так,
среднее время жизни молекул воды на поверхности составляет
около 10""* с. Плотность граничного слоя между жидкой водой и
ее насыщенным паром непрерывно изменяется от плотности
жидкой воды до плотности ее пара. В то же время межмолекулярные
силы обеспечивают наличие поверхностного слоя ©оды
определенной толщины. Обычно толщина поверхностного слоя жидкости
составляет несколько молекул. Благодаря подвижности жидкости
ее поверхность является гладкой, сплошной и эквипотенциальной,
т. е. все точки поверхности энергетически эквивалентны.
Поверхность твердых частиц, © отличие от покрывающей их
жидкости, в течение долгого времени остается такой же, какой
она была в момент образования. Эта поверхность редко бывает
эквипотенциальной. Очевидно, что межфазную поверхность
твердая частица — вода определяет профиль поверхности твердой
частицы.
§ 4. Влияние почвообразования на формирование почвы
как физического тела
В зависимости от условий и характера почвообразования
составляющие почву первичные или элементарные почвенные
частицы (ЭПЧ) в одних случаях распадаются на более мелкие и
перемещаются вниз по профилю почвы, вымываясь из одних слоев
почвенной толщи и аккумулируясь в других. В результате
почвенная толща дифференцируется по содержанию ЭПЧ и основным
физическим свойствам (объему и размерам порового
пространства, величине и кривизне межфазных поверхностей раздела,
запасу овободной поверхностной энергии) и появляется в
образующемся почвенном теле анизотропия по отношению к физическим
процессам, связанным с распространением по профилю почвы
воды, тепла, воздуха.
15

В других случаях под воздействием продуктов
почвообразования ЭПЧ соединяются и образуют более сложные структуры —
агрегаты. Почвенное тело слабо дифференцируется на различные
по физическим свойствам горизонты, и анизотропия проявляется
меньше.
Почвообразовательный процесс приводит к тому, что
формирующаяся под его воздействием почва представляет собой сложно
организованную динамичную систему.
Глава 2
МЕТОДОЛОГИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ИЗУЧЕНИЯ ПОЧВЫ КАК
ПРИРОДНОГО ФИЗИЧЕСКОГО ТЕЛА
§ 1. Принцип целостности при анализе и синтезе
в науке о почве
Успех познания в значительной степени зависит от умения
исследователя действовать в правильном направлении, идти к
истине кратчайшим, но в то же время наиболее надежным путем.
Найти этот путь позволяет марксистско-ленинская методология.
При определении путей и средств приобретения научного
знания о таких сложно организованных, динамичных, развивающихся
природных телах, как почва, особую важность приобретает
проблема связи анализа и синтеза научного знания с принципом
целостности.
Ф. Энгельс 1 выделяет три основные ступени в познании
природы: 1) непосредственное созерцание природы как нерасчленен-
ного целого в ее движении и изменении; 2) аналитическое
расчленение ее на отдельные части; 3) синтетическое создание
картины природы в ее первоначальной целостности и конкретности
на основе познанных частностей, т. е. на основании тех частей,
на которые было ранее расчленено целое. Синтез находится в
диалектическом единстве с анализом как его предпосылкой и
подготовкой.
В. И. Ленин2 видел в таком диалектическом единстве анализа
и синтеза единство противоположностей, один из
существеннейших элементов самой диалектики.
Видный советский академик Б. М. Кедров (1973)
конкретизировал представления о процессах анализа и синтеза в развитии
науки, отметив, что они претерпели развитие в истории науки от
стадии, на которой анализ полностью оторван от синтеза, через
этап, на котором анализ начинает дополняться зачаточными
синтетическими приемами, служащими главным образом целям
проверки правильности его результатов, к форме подчинения
анализа высшему синтезу. На стадии доминирования синтеза в науке
1 См.: Маркс К., Энгельс Ф. Соч., т. 20, с. 1—39.
2 См.: Ленин В. И. Поли. собр. соч., т. 29, с. 202.
16

теоретический синтез с самого начала производится с
осторожностью — чтобы не разорвать связи между отдельными
элементами исследуемого целого, а, наоборот, чтобы их выявить и
проследить. «Неосторожный анализ (утративший образ целого как.
свою предпосылку и цель) всегда рискует разорвать предмет на
составные части, которые для этого целого совершенно
неспецифичны и из которых поэтому снова собрать целое невозможное
(Кедров, 1973).
Эти стадии развития анализа и синтеза прослеживаются и в
истории развития науки о почве. Например, предпринятые Воль-
ни и его учениками в конце XIX в. попытки исследования
отдельных компонентов почвы и воссоздания на их основе свойств
почвы в целом оказались неудачными и были подвергнуты
справедливой критике В. Р. Вильямса, а позже и Н. А. Качинского за
механистическое понимание почвы как суммы свойств ее частей,,
а не как комплекс — взаимопроникновения с образованием
единого целого.
В работах школы Вольни анализ полностью оторван от
синтеза, от исходной целостности, и поэтому изучению подверглись
свойства случайных, а не связанных друг с другом частей почвы.
Однако в истории развития науки о почве наблюдалась и другая
тенденция, характерная для механистического материализма, —
обособление целого и его противопоставление частям. При этом
делались попытки доказать невозможность познания почвы путем
расчленения ее на части, ссылаясь на то, что почва, лишенная той
или иной части, уже не почва. В таком понимании целое
превращается в идеальную сущность, которая существует
безотносительно к частям, а проблема целостности остается открытой для
идеалистической интерпретации. К тому же такое толкование
целостности обезоруживает исследователя при построении
конкретных теорий. Преодолевая ограниченность всех разновидностей
механистического материализма, диалектический материализм
рассматривает целостность не только как единство частей, но и
как систему функционально действующих элементов,
возникающих в результате взаимосвязи между целым и его частями.
Специфические особенности части поэтому являются вместе с тем
выражением целого, а сами свойства частей обусловлены целым.
Элемент, в отличие от произвольно выделенной части, —
качественно специфический компонент. С позиций
материалистической диалектики почвенный горизонт следует рассматривать не
как крупнейшую однородную часть почвы, а как крупнейший
элемент почвенного тела, поскольку уже самим почвообразовательным
процессом предполагается разнокачественность, специфичность
генетических горизонтов. Аналогично почвенная структурная
отдельность — пед, представляет собой элемент почвенного
горизонта.
В отличие от метафизических представлений прошлого об
элементах как неделимых, неизменных и фундаментальных
сущностях, лежащих в основе всех превращений материи, современ-
17

ное диалектико-материалистическое понимание элементов
базируется на представлении об иерархии относительно устойчивых
дискретных уровней материи, каждый из которых служит
исходным пунктом, основой для возникновения, функционирования и
развития объектов более высокого уровня. Эти дискретные
уровни материи являются теми узловыми точками, деление которых
по определенному признаку становится невозможным, а деление
ло другим признакам приводит к принципиально новому
качеству, это и составляет объективную основу понятия элемент.
Отсюда неделимость элемента выступает лишь как предел
определенного типа деления, отражающего специфику данного уровня
элементарности для определения свойств целого. Для почвы таким
пределом деления являются элементарные почвенные частицы,
представляющие собой обломки пород и минералов, а также
аморфные соединения, все элементы которых находятся в
химической взаимосвязи и не поддаются общепринятым методам пеп-
тизации, применяемым при подготовке поче к
гранулометрическому анализу.
В настоящее время ведутся интенсивные исследования по
выявлению элементов на всех уровнях организации почвы.
В. М. Фридланд (1972) ввел понятие «элементарного почвенного
ареала» — единицы, неделимой лишь относительно только ©
географии почв, т. е. на уровне почвенного покрова. В почвоведении
в целом он делим на множество почвенных профилей
(почвенных индивидуумов), которые в свою очередь делятся на
почвенные горизонты, а последние на структурные отдельности и т. д.
Ф. И. Козловский (1979) и Л. О. Карпачевский (1970)
развивают представления о почвенных индивидуумах.
Элементарный аспект целостного явления тесно связан с
системным, т. е. с рассмотрением целого как множества
упорядоченных и связанных между собой элементов, обладающих
единством, которое проявляется в общей для всего множества функции,
.в относительной автономности его поведения. Поэтому для
создания научной теории, объясняющей свойства и функции целого,
наряду с выделением элементов необходимо знать способ их
внутренней организации в определенную целостность, т. е.
необходимо знать структуру целого.
§ 2. Концепция иерархии структурных уровней
организации почвы
В почвоведении долгое время было распространено
представление о структуре почвы лишь как о ее способности образовывать
«агрегаты» из элементарных почвенных частиц. В. Г. Зольников
(1970) предложил расширить представление о структуре почвы
как о всякой упорядоченности и организации материи в почее.
В. М. Фридланд (1972) развил структурные представления на
почвенно-географическом уровне, а Э. А. Корнблюм рассмотрел
.возможность применения структурного подхода к анализу поч-
18

венного горизонта. Б. Г. Розанов (1975) попытался представить,
структурную организацию почвы как природного тела, выделив,
шесть последовательных уровней структурной организации
почвенных образований: атомарный, кристалло-молекулярный,
агрегатный, горизонтный, профильный и ассоциационный. Однако в
концепции Б. Г. Розанова структурные уровни выступают
непосредственно как части целого без указания на составляющие его»
элементы, без учета их специфики, обусловленной данным,
конкретным целым.
Исходя из концепции диалектического единства этих двух
аспектов целостности и опираясь на принцип специфичности как.
при выделении уровней элементарности, так и при определении
особенностей структурной организации объекта, можно
установить следующую иерархию структурных уровней организации
почвы как самостоятельного природного тела.
Молекулярно-ионный уровень, в котором в качестве элементов,
выступают молекулы и ионы, находящиеся в почвенном растворе
и воздухе, а также на поверхности почвенных частиц. Поскольку
состав и реакция среды почвенного раствора, состав поглощенных
ионов и особенности поверхностей почвенных частиц
обусловлены процессом почвообразования, постольку молекулярно-ионный
уровень в почвах генетически информативен подобно, конечно,
чисто формально молекулярному уровню в биологии.
Процессы, происходящие на молекулярно-ионном уровне,
определяют специфику ЭПЧ, влияют на взаимодействие между
ними и, следовательно, на специфику других уровней организации
почвы, обусловливают ©заимодействие между продуктами
почвообразования и выветривания, а также их подвижности и,
следовательно, формирование почвенного профиля.
Уровень ЭПЧ является тем исходным уровнем, который в
основном обусловливает особенности структуры и функций на
следующих, более высоких уровнях организации почвы.
Агрегатный уровень возникает в результате взаимодействия
ЭПЧ между собой © процессе почвообразования. При этом
образуются специфические для каждого типа почвообразования
агрегаты и почвенные новообразования.
Горизонтный уровень образуется в результате
взаимодействия и способа организации ЭПЧ, агрегатов и почвенных
новообразований.
Уровень почвенного индивидуума. Система
взаимодействующих между собой генетических горизонтов образует почвенное
тело, наименьшей единицей которого является почвенный
индивидуум. Из-за нечеткости границ почвенного тела, особенно в
горизонтальном направлении, и связанных с этим методических
трудностей определения границ между индивидуумами ряд
исследователей ставят под сомнение целесообразность введения
такого понятия. Однако методологический анализ проблемы
целостности в почвоведении убедительно указывает на необходимость
выделения такого структурного уровня организации почвы.
19'

Уровень почвенного покрова. Организация и взаимодействия
ряда почвенных индивидуумов составляют почвенный покров,
наименьшей единицей которого является элементарный
почвенный ареал.
Все структурные уровни организации почвы находятся ©
постоянном развитии и в тесной генетической, а следовательно, и
причинной связи как между собой, так и с факторами
почвообразования, поскольку испытывают иа себе влияние особенностей
почвообразования.
Концепция иерархии уровней структурной организации почвы
имеет не только ©ажное методологическое значение, подтверждая
самостоятельность почвы как природного тела, но и играет
большую роль как при изучении почв, так и при их практическом
использовании. Она указывает на то, что для познания свойств и
функций почвы © целом и управления ими недостаточно изучения
какого-либо одного уровня, а необходимо исследование
взаимодействия всех уровней организации почвы. Эта концепция
позволяет правильно выбрать объекты и установить пути и методы
исследования, а также направленного изменения свойств почв и
«протекающих в них процессов.
§ 3. Современные представления о структуре почвы
В связи с концепцией иерархии уровней структурной
организации почвы возникает вопрос о связи с ней широко
распространенного в настоящее время в почвоведении понятия структуры
почвы как «совокупности агрегатов различной величины, формы,
порозности, механической прочности и водопрочности,
характерной для каждой почвы и ее горизонтов» (Качинский, 196Э).
В сущности, это упрощенное понимание организации вещества
почвы (упрощенное потому, что рассматривается только
соотношение агрегатов, их размера и формы) на горизонтальном уровне.
Рассматриваемая концепция еще раз убеждает в
неприемлемости термина «бесструктурная почва». Почва, как и любой
объект, характеризуется несколькими уровнями структурной
организации, и отсутствие расчленения объекта на структурные
элементы на одном из уровней организации еще не говорит об
отсутствии структуры у почвы в целом. Любой объект не только
внутренне структурно организован, но и выступает в качестве
элемента некоторой более крупной внешней структуры.
Например, почвенная структурная отдельность естественного
происхождения — пед, представляет собой систему, характеризующуюся
определенной внутренней микроструктурой. Но эта система
входит в более крупную структурную единицу — генетический
горизонт в качестве его отдельного элемента. Сущность объекта
определяется не только его внутренней структурой, но и его местом
во внешней структуре. В почвоведении хорошо известно, какое
огромное влияние оказывают форма и размер агрегатов на
агрономические и технологические свойства почвы и особенно ее па-
20

хотного слоя. И наоборот, характеристика этих свойств, их
значимость и важность определяют сущность агрегата.
Вопрос о ценности внешне- или внутреннеструктурного
объяснения следует решать конкретно. Внешнеструктурное
объяснение в некоторых случаях может занимать главенствующее
положение. Например тогда, когда уровень развития науки еще не
позволяет дать внутреннеструктурное объяснение. Именно такая
ситуация сложилась в период формирования русского
генетического почвоведения, когда при морфологическом описании
горизонтов стали с успехом применять внешнеструктурное
объяснение. Очевидно, в результате использования только внешнеструк-
турного объяснения и появился термин «бесструктурная» почва.
Еще при первых морфологических описаниях почв было отмечено,
что одни их горизонты распадаются на отдельности разной
формы и размера, а другие — нет. Яркие морфологические
особенности первых были справедливо связаны с их структурной
организацией, в то время как другие неудачно были отнесены к
бесструктурным. В дальнейшем укоренению внешнеструктурного
объяснения способствовало огромное значение агрегирования
поче для улучшения их агрономически важных свойств.
Последнее способствовало окончательному отождествлению понятия
«структура почвы» только с ее агрегированностью (Гедройц,
1926; Вильяме, 1936; Вершинин, 1959»; Качинский, 1965).
Размер и форма структурных отдельностей во многом
обусловлены соотношением, составом и расположением в них
элементарных почвенных частиц, т. е. внутренней структурой.
Следовательно, чтобы иметь полное представление о структуре почвы,
необходимо распространенное © почвоведении внешнеструктурное
объяснение дополнить внутреннеструктурным. Широкое развитие
внутреннеструктурных объяснений на более низких уровнях
структурной организации почвы стало возможно лишь с
развитием современных исследовательских средств (рентгендифрактомет-
рия, дифференциальный термический анализ, инфракрасная
спектроскопия, ЯМР и ЯГР, адсорбционно-статические методы
исследования поверхностей элементарных почвенных частиц) и прежде
всего микроскопической техники исследования как оптической,
так и электронной (сканирующей и просвечивающей), а также
методики микроскопических исследований в почвоведении. С
применением этих методов в почвоведение вошло микроструктурное
объяснение. Появляется возможность объяснения макроявлений
и макропроцессоре посредством раскрытия их микроструктуры, т. е.
явления одного уровня структурной организации объясняются с
помощью положений о структуре на более глубоком уровне.
Большинство исследователей под структурой почвы понимают
физическое строение почвы на уровне почвенного горизонта,
обусловленное размером, формой, количественным соотношением,
характером взаимосвязи и расположением как элементарных
почвенных частиц, так и состоящих из них агрегатов. В качестве
основных структурных составляющих в почве прежде всего выде-
21

ляются гранулометрический, минералогический и агрегатный
составы.
Между структурой и функциями объектов существует тесная
связь. Зависимость функции от структуры является более
жесткой, чем зависимость структуры от функции. Если определенная
структура при соблюдении относительно стабильных условий
«выполняет более или менее определенную функцию, то одна и та же
функция может выполняться различными структурами. Поэтому,
основываясь на структуре, можно получить более вероятные
объяснения функции, чем соответствующие представления о
структуре на основании функции. Это очень важно для правильного
понимания структуры почв в определении их свойств.
Разные структуры почв и свойственные им функции иногда
бывают настолько тесно связаны между собой, что их зачастук>
очень трудно разделить, и поэтому в определение понятия
«структура почвы» иногда включают структурные характеристики, т. е.
функции структуры, а не саму структуру как
дифференцированный, организованный и упорядоченный физический состав почвы»
Наиболее яркими примерами такой тесной и трудноразделимой
связи между структурой и функциями являются размер и
конфигурация порового пространства, разделение пор по размерам,
прочность структуры (в смысле сопротивления внешним
механическим воздействиям на нее) и ее водопрочность, а точнее,
водоустойчивость (устойчивость к разрушающему действию воды).
А. Г. Дояренко отождествлял структуру почв с
распределением пор по размерам и их устойчивостью. Однако последние
также зависят от размера, формы и расположения элементарных
почвенных частиц и их агрегатов и, следовательно, они —
функции структуры твердой фазы почвы.
Действительно, с агрономической точки зрения
распределение пор по размерам является важнейшей структурной
характеристикой, поскольку с ней связаны физические свойства почв,
непосредственно определяющие рост и развитие растений. Однако
предложенное выше определение предпочтительнее потому, что
оно дает возможность непосредственно вскрыть причины
возникновения важных в практическом отношении
структурно-функциональных физических свойств почв и указать пути их изменения и
улучшения.
Глава 3
молекулярно-ионный структурный уровень и
ПОВЕРХНОСТНЫЕ ЯВЛЕНИЯ В ПОЧВАХ
Состояние вещества у поверхностей раздела соприкасающихся
фаз отличается от их состояния внутри этих фаз вследствие
различия молекулярных полей в разных фазах. Эти различия
служат причиной возникновения на границах раздела фаз особых
22

явлений, получивших название поверхностных явлений, или
явлений капиллярности.
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 основном 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 поверхностные явления
играют ведущую роль. Все свойства почв и протекающие в них
процессы прямо или косвенно в той или иной степени связаны с
поверхностными явлениями. Более того, происхождение и развитие
почв тесно связано с поверхностями раздела, поскольку
составляющие почвообразование многочисленные микроскопические
процессы проходят на них. В свою очередь в процессах
почвообразования и выветривания возникают и развиваются новые
межфазные поверхности. Б. Б. Полынов (1956) считал этот процесс
значительным и характерным для всей верхней оболочки,
естественно обособляющим ее от всей остальной массы, поскольку
при разрушении и раздроблении горных пород меняется форма
материи и энергии. При этом трансформируется как
поглощаемая горными породами космическая энергия молекулярных сил,
присущая твердому состоянию материи, так и освобождаемая
при его разрушении. В результате у продуктов 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
почвообразование (в частности, на подзолистый и солонцовый типы),
на структуру почв и такие важнейшие их свойства, как
дисперсность, набухание, фильтрация, реакция почвенного раствора и др.;
именно через поверхностные явления и процессы можно
направленно изменять свойства почв и управлять их плодородием.
Изучая влияние состава поглощенных катионов на свойства почв и
их плодородие, К. К. Гедройц первым попытался объяснить эти
явления на «молекулярно-ионном» уровне (термин предложен
А. А. Роде). К сожалению, эта попытка была односторонней,
потому что рассматривались свойства лишь одной из
контактирующих фаз — почвенного раствора, © то время как свойства
поверхности твердой фазы почвы, ее молекулярные и ионные
особенности оставались неизученными. Изучение этих особенностей
межфазных поверхностей раздела и характера их взаимодействия, в
сущности, и является изучением молекулярно-ионного уровня
структуры почвы.
§ 1. Геометрические характеристики межфазных поверхностей
Удельная поверхность. Удельная поверхность почвы — это
общая площадь почвенных частиц, отнесенная к единице массы
почвы или ее объема. Чаще (всего ее выражают в м2г-1 или м2см~3.
23

Наряду с полной удельной поверхностью почвенных частиц
выделяют внешнюю и внутреннюю. Поверхность почвенных
частиц не бывает совершенно гладкой. На ней всегда есть трещины
и изломы, часто проникающие глубоко во внутрь и имеющие
сравнимые размеры с ионами и молекулами «взаимодействующих
с ней фаз. В результате чего часть адсорбатов не может
проникнуть в эти поры. Грег и Синг (1970) предложили включить во
внешнюю поверхность все выступы и трещины, глубина которых
меньше их ширины. Тогда внутренняя поверхность будет
включать стенки всех трещин, пор и плоскостей, глубина которых
больше их ширины. Предложено очень много методов измерения
удельных поверхностей дисперсных систем, но все они
относительны и дают представление не о реальной величине
поверхности раздела фаз, а об эффективной, т. е. такой поверхности,
которая соответствует удельной поверхности по размерности, но
не всегда совпадает с реальной геометрической поверхностью.
Поэтому выбор метода в каждом конкретном случае обусловлен
целью, для которой измеряют удельную поверхность. Размеры
удельной поверхности почвенных частиц можно определить
визуально путем микроскопирования с помощью как оптического, так
и электронного (особенно растрового) микроскопов.
Однако реальные межфазные поверхности, влияющие на
важнейшие физико-химические и физические свойства почв (емкость
катионного обмена, удерживание и отдачу химических веществ,
включая питательные вещества и поллютанты, удерживание воды,
прочность почв, их механические и реологические свойства),
значительно больше и для их определения в качестве измерительного
инструмента правильнее использовать молекулы или ионы
адсорбирующегося ©ещества, т. е. адсорбционно-статические методы
(см. §3, гл. 3).
Кривизна межфазных поверхностей раздела. Искривление
межфазных поверхностей раздела — другое важнейшее
следствие дисперсности. Кривизна поверхности, определяемая
производной площади поверхности на единицу объема, является более
конкретной характеристикой поверхности:
«-Т-У- "л5)
Эту величину удобно применять для характеристики поверхности
неправильной формы. Для сферической частицы эта производная
будет: s=4nr2ds=Влгйг; V' = — яг3; d V=4nr2dr;
3 »
ds tordr =J_. R^± (I16)
dV АлгЧг г г
Если частица имеет неправильную форму, то для определения
кривизны ее поверхности в данной точке пользуются уравнением
R-i{-t+-ty (U7>
24

где г\ и г2 — радиусы окружностей, полученных при прохождении
через поверхность и нормаль к ней в данной точке двух
перпендикулярных плоскостей.
Кривизна может быть положительной и отрицательной. Если
центр окружности находится внутри тела, кривизна поверхности
которого определяется, то она положительна, если же центр
окружности вне этого тела, то кривизна отрицательна.
§ 2. Силы, действующие на поверхностях
конденсированных фаз
На поверхности раздела твердой, жидкой и газовой фаз почвы
проявляются те же силы, что и при межмолекулярных
(взаимодействиях в объеме этих фаз.
Это силы Ван-дер-Ваальса, включающие три вида
взаимодействий. Основным из них является дисперсионное взаимодействие,
проявляющееся в чистом виде между неполярными молекулами,
Дисперсионные силы возникают вследствие того, что флуктуации
электронной плотности в одном атоме индуцируют подобные
флуктуации в соседнем атоме. Резонанс таких флуктуации
приводит к уменьшению общей энергии системы, 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 больще диполь-
ные моменты взаимодействующих молекул, тем больше
составляющая ориентационного эффекта. 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
притяжения молекул, следует отметить, что доля индукционного
эффекта составляет не более 5%. Доля ориентационного эффекта
в значительной степени зависит от дипольных моментов
взаимодействующих молекул, но даже для молекул с большим диполь-
ным моментом, например для молекул воды, ориентационный
эффект приблизительно равен дисперсионной составляющей.
Заметную роль играют водородные связи, но наиболее
значительную — ионно-электростатическое взаимодействие.
§ 3. Ионно-электростатическое поле и обменные катионы
у твердой поверхности раздела
При наличии заряда на поверхности раздела между фазами
в растворе электролита возникает электростатическое поле,
напряженность которого вблизи граничной поверхности зависит от
25

пространственного распределения плотности заряда в растворе,
являющейся в свою очередь функцией распределения
положительных и отрицательных ионов вблизи граничной поверхности.
Распределение ионов у заряженной поверхности определяется
двумя факторами. С одной стороны, наличие зарядов на
поверхности раздела определяет стремление ионов противоположного
знака образовывать двойной электрический слой, за пределами
которого поле отсутствует, с другой — тепловое движение
оказывает дезорганизующее влияние на внешнюю обкладку двойного
слоя и стремится равномерно
распределить ионы во всем
объеме раствора. Гуи и Чепмен
независимо друг от друга
предположили, что двойной
электрический слой имеет диффузное
(размытое) строение, и все про-
тивоионы находятся в
диффузной его части — диффузном слое.
Современная теория строения
двойного электрического слоя
основана на представлениях
Штерна, согласно которым слой
противоионов состоит из двух
частей (рис. 1.1). Одна часть
находится в непосредственной
близости к межфазной поверхности
(адсорбционный слой) толщиной
ионов, его составляю-
i
^©0®U
®
0
Рис. 1.1. Двойной электрический
слой и изменение в нем потенциала
и образует слой Гельмгольца
б не более диаметра гидратированных
щих. Другая часть противоионов находится за пределами слоя
Гельмгольца, в диффузной части (диффузный слой Гуи),
толщина г, которого может быть значительной и зависит от
состава и свойств системы. В соответствии с принятыми
представлениями потенциал в адсорбционном слое при увеличении
расстояния от потенциалопределяющих ионов снижается до
потенциала диффузного слоя линейно, а в диффузной части — по
экспоненте. Теория Штерна учитывает также специфическую (неку-
лоновскую) адсорбцию на поверхности раздела фаз, которая
существенным образом может влиять на изменение потенциала.
Эффективную толщину г диффузного слоя можно рассчитать
по уравнению
--W-
DkT
8яС0
(L18)
где г — расстояние от заряженной поверхности до положения, в
котором концентрация ионов очень близка к концентрации во
внешнем (межмицеллярном растворе); е — заряд электрона;
D — диэлектрическая постоянная; k — константа Больцмана
где R — газовая постоянная и N — число Авогадро);
'*~4.
N
26

Со — концентрация ионов в объемном растворе (ионы/см3); Т —
температура (°К); v — валентность ионов в растворе.
Диффузный слой сжимается, по мере того как валентность
ионов и концентрация раствора возрастают. Например, если
раствор одновалентных катионов заменить на двухвалентные, то
толщина двойного слоя сократится вдвое, а повышение
концентрации в 100 раз сокращает его толщину в 10 раз (табл. 1.1).
Таблица 1.1
Потенциальная толщина двойного слоя в зависимости от концентрации
электролита во внешнем растворе и валентности обменных катионов
(Bolt, Koenigs, 1972), нм
Обменные катионы
Концентрация электролита, моль-л"
10"
10"
10"
Одновалентные
Двухвалентные
Трехвалентные
20
10
6
6
3
2
2
1
0,6
С толщиной диффузного слоя у поверхности раздела твердой
фазы почвы с жидкой связаны такие важнейшие физические
свойства, как диспергирование и коагуляция почвенных частиц,
набухание и усадка, водоудерживающая способность почв и
передвижение воды в них.
Катионы © двойном слое могут замещаться или обмениваться
на другие катионы, введенные в раствор. В химически
нейтральных условиях общее число зарядов обменных катионов,
выраженное в виде химических эквивалентов на единицу массы
почвенных частиц, приблизительно постоянно и не зависит от вида
присутствующего катиона. Таким образом, оно рассматривается
как характерное свойство почвенного материала, обычно
называемое емкостью катионного обмена (или емкостью адсорбции
катионов). Ее выражают в миллиэквивалентах на грамм
вещества. Емкость катионного обмена зависит от удельной
поверхности, плотности заряда, состава и структуры- частиц дисперсной
системы, рН окружающего их раствора.
Обмен одного иона на другой в общем подчиняется закону
Кулона, устанавливающему, что сила притяжения между двумя
точечными зарядами прямо пропорциональна произведению
зарядов и обратно пропорциональна квадрату расстояния между
ними.
Катионы с более высокой валентностью (т. е. более высоким
зарядом) притягиваются к отрицательно заряженным
поверхностям сильнее, чем катионы с меньшей валентностью. В пределах
одной и той же валентности легче вступают в обмен те катионы,
радиус которых больше. Это связано с тем, что катионы с
меньшим радиусом сильнее гидратированы и, следовательно, дальше
отстоят от адсорбирующей поверхности, *а -значит, и слабее ад-
27

сорбированы. Ион натрия, например, имеет атомный радиус
только 0,98 А, но он сильнее гидратируется и его эффективный
радиус возрастает в восемь раз, когда он покрыт водными
молекулами.
По сорбируемости и предпочтительности в обменных
реакциях катионы можно расположить в следующий ряд:
Al3+>Ca2+>Mg2+>NH4+>K+>H+>Na+>Li+
В естественных условиях вещество почвы практически никогда
не бывает насыщенным каким-либо одним ионом, а его обменная
емкость заполнена несколькими катионами в различных
пропорциях. Все вместе они составляют обменный комплекс.
Состав обменного комплекса зависит от концентрации и
состава окружающего раствора. Эту зависимость выражают в виде
уравнения Гапона:
* I №1"» Г (U9)
где А и В — катионы с валентностью а и Ъ соответственно,
индекс I указывает на концентрацию этих катионов в обменном
комплексе, а индекс 5 — в окружающем растворе. Коэффициент
С зависит от природы заряженной поверхности и
адсорбированного катиона. Преимущество при адсорбции имеют катионы с
более высокой валентностью, и оно возрастает с понижением
концентрации раствора.
Для обычно встречающихся в почвенном растворе
концентраций высоковалентные катионы преобладают в обменном
комплексе, если присутствуют в почвенном растворе в заметных
концентрациях. В смешанной кальций-натриевой системе большинство
ионов кальция обычно прочно адсорбировано в адсорбционном
слое, в то время как ионы натрия — в диффузной части двойного
слоя. Это связывают с тем, что ионы кальция сильнее
притягиваются к поверхности (Shainberg, 1973). Катионообменные
реакции происходят сравнительно быстро и обратимо. Поэтому
состав обменного комплекса очень динамичен и находится ©
соответствии с быстрым изменением состава почвенного раствора.
В свою очередь состав обменного комплекса, как это было
установлено К. К. Гедройцем, влияет на важнейшие свойства
почв — рН, набухание и усадку, коагуляцию и пептизацию,
структурное состояние и функционально связанные с ним
физические параметры.
В некоторых почвах, правда в значительно меньшей степени,
происходит и анионный обмен. Он обычно связан с
положительными зарядами на ребрах кристаллов глинистых минералов,
особенно у каолинита, или окисях железа (при определенной
реакции среды). Анионный обмен частично может быть связан и с
органическим веществом почвы, в особенности при низких рН.
28

§ 4. Вода как основной компонент жидкой фазы почвы
Вода составляет основную и важнейшую часть жидкой фазы
почвы. Являясь в условиях зоны выветривания химически
достаточно прочным соединением, вода производит гигантскую работу
передачи и миграции энергии, то изменяя свое агрегатное
состояние, то проявляя себя как механический двигатель, то путем
растворения, гидратации и адсорбции включаясь в сложные системы,
сообщая им новые запасы энергии или, наоборот, разряжая их.
Процесс гидратации — основной характерный процесс коры
выветривания (Полынов, 1956).
Вода оказывает решающее влияние на физические, физико-
химические и механические свойства почв. С изменением
содержания воды в почвах изменяются их прочность, пластичность,
текучесть, а также распределение пор по размерам и ряд других
функциональных свойств почв.
Вода не только одно из самых распространенных веществ на
Земле, но и одно из наиболее необычных веществ,
характеризующихся аномальными свойствами. Несмотря на низкую
молекулярную массу, она является жидкостью, а не газом при
обычной температуре и атмосферном давлении, в то время как
аналогичное ей соединение, например FbS, имеет точку кипения
—67,7° С. По сравнению с аналогичными ей жидкостями вода
имеет необычно высокие точки плавления и кипения, теплоты
плавления и парообразования, удельную теплоемкость,
диэлектрическую постоянную, вязкость и поверхностное натяжение. Все
это указывает на то, что между молекулами жидкой воды
существует сильное притяжение, обусловленное структурой и
свойствами самой молекулы воды. Электроны в молекуле НгО
распределены не сферически симметрично, что определяет форму
молекулы, большую величину дипольного момента и квадруполь*
ный момент молекулы. Дипольный момент у молекулы НгО
оказывается наибольшим среди гомологических молекул.
Молекула воды построена из атомов, которые сильнее
различаются по электроотрицательности по сравнению с атомами
других гомологов. Из этого следует, что связь в молекуле Н20
наиболее прочная. Размеры и форма молекул воды сильно зависят or
состояния ее колебательного, вращательного и электронного^
возбуждения. Среди гомологов НгО обладает наименьшим
размером молекулы. Эти особенности молекулы определяются
характером взаимодействия атома кислорода и двух атомов водорода.
Распределение электронной плотности заряда по молекуле HgO
анизотропно. На атомах молекулы Н20 сосредоточен наибольший:
среди гомологов эффективный заряд. Результатом распределения
эффективных зарядов по молекуле НгО является большая
величина и анизотропия атомной поляризуемости молекулы НгО.
Взаимодействие двух молекул в парообразном состоянии в
основном носит дипольный характер, свойственный любым
молекулам, обладающим постоянным диполем.
29>

Каждый протон может также присоединяться к кислороду
•соседней молекулы, образуя с ней вторичную связь, известную
как водородная связь. Очевидно, что каждая молекула воды
может образовать четыре водородные связи, в результате чего
возникает структура, в которой каждая молекула соединена
водородными связями с четырьмя молекулами, расположенными вокруг
нее так, что они образуют тетраэдр. Элементы этой структуры
наблюдаются уже © жидком состоянии, но строго оформляются
только во льду.
В парообразном состоянии молекулы воды в .основном
встречаются в виде мономеров и независимы друг от друга. В это
состояние молекулы переходят из жидкого состояния, в котором
часть находящихся в постоянном движении молекул,
сталкиваясь друг с другом, получает достаточную кинетическую
энергию для того, чтобы преодолеть межмолекулярное притяжение и
покинуть жидкость. Одновременно некоторые молекулы
парообразной фазы, сталкиваясь с поверхностью жидкости, переходят
в нее обратно. Число молекул, переходящих в пар за единицу
времени и возвращающихся в жидкость при постоянных
температуре и атмосферном давлении, зависит от их концентрации в
парообразном состоянии или от давления паров. При определенном
давлении паров р интенсивность этих процессов выравнивается
и наступает равновесие. Давление паров воды,
устанавливающееся над объемом химически чистой воды, называют насыщенным
давлением пара ро. Давление парс© при равновесии с любым
водным телом зависит как от внешних физических условий
(давление, температура), так и от физического состояния и
химического состава растворенных ©еществ. Давление паров воды
возрастает с повышением температуры. Поскольку увеличивается
кинетическая энергия молекул в жидком состоянии и возрастает
скорость испарения, постольку необходима более высокая
концентрация пара в атмосфере для того, чтобы скорость
возвращения в жидкость соответствовала скорости выхода из нее. Когда
давление паров становится равным атмосферному давлению,
наступает точка кипения.
Влияние поверхностных сил, так же как и растворенных
веществ, ограничивает кинетическую энергию молекул в жидкости,
понижает вероятность их попадания в парообразную фазу и,
следовательно, понижает давление паров воды. В твердом состоянии
вода образует довольно жестко структурированную решетку с
тетраэдрической конфигурацией. В зависимости от
преобладающих при замерзании температур и давлений встречаются до де:
вяти вариантов структур или форм льда. При обычном
атмосферном давлении образуется устойчивая форма, которую
называют лед-1. Полагают, что упорядоченная структура льда
полностью не исчезает в жидком состоянии, и молекулы не
становятся совершенно независимыми одна от другой. Полярность и
водородные связи продолжают связывать водные молекулы
вместе, хотя существующие в жидком состоянии структурные формы
<30

значительно более гибки и кратковременны, чем в твердом
состоянии.
Несмотря на то что было предложено несколько моделей
структуры жидкой воды, учитывающих ее термодинамические
(спектроскопические) и транспортные свойства, единой модели,
объясняющей все эти свойства, пока не установлено. Больше
всего доказательств в поддержку мыслей о том, что водородные
связи в жидкой воде образуют широкую трехмерную короткожи-
вущую сетку. Согласно модели «мерцающего кластера», напри-
мер, молекулы жидкой воды быстро ассоциируются и
диссоциируются в неустановившиеся или переходные полимерные группы
(Н20)п, имеющие квазикристаллическую внутреннюю структуру.
Эти микрокристаллы образуются так быстро и случайно, что, ее-
роятно, никак не сказывается на макроскопических свойствах
воды, и она ведет себя как гомогенная система. Предполагают, что-
типичные кластеры в среднем состоят из 40 молекул воды (при
293 К и атмосферном давлении) и существуют 10~10—10~и с
Они непрерывно обмениваются молекулами с окружающей
неструктурированной фазой. Размеры кластеров, вероятно,
понижаются с увеличением температуры или давления. Это
обстоятельство объясняет такие явления, как максимум в зависимости
плотности от температуры и минимум в зависимости
относительной вязкости от давления. Величина я, вероятно, зависит от типа
и концентрации растворенных в воде веществ.
§ 5. Термодинамический метод оценки межфазных
взаимодействий в почвах
Для оценки энергетики межфазных взаимодействий в почвах
применяют один из термодинамических потенциалов —
свободную энергию Гиббса. Эта характеристическая функция состояния
выводится из основного уравнения термодинамики (1.22),
которое iB свою очередь получается объединением математических
выражений первого
dU=dQ—dA (I.20)
и второго
dQ = TdS (I.21)
законов термодинамики путем подстановки (1.21) в (1.20):
dU=TdS—dA, (I.22)
где U — внутренняя энергия, S — энтропия, Q — количество1
тепла, А — количество работы.
Напомним, что в условиях постоянного давления наряду с
полезной работой А' совершается работа расширения PdV, где
Р — давление, V — объем. Поэтому работу А следует
представить в виде суммы A'+PdV. После этого уравнение 1.22 примет
вид
dU= TdS—dA'—PdV. (1.23)
31

Следует иметь в виду, что © понятие полезная работа входят
■вполне конкретные виды работ, совершаемых в данном случае в
почве. Это может быть работа по изменению поверхности
раздела dS между жидкой и газовой фазами почв yds, где у —
поверхностное натяжение; работа, совершаемая молекулами и
ионами в поле поверхностных сил; работа по перемещению массы
<вещества в гравитационном поле. Записав уравнение 1.23
относительно полезной работы А' как
—dA'=dU-TdS + PdV (I.24)
и проинтегрировав уравнение (1.24) между состояниями 2 и 1 при
достоянных Р и Г, получим
— (Л/—Ах') = £/2— Ui—rS2 + rSi+PV2—PVx. (1.25)'
Объединив параметры, относящиеся к состояниям 2 и 1, найдем
—ДД'= (l/a—TS2+PV2)— (Ui—TSx+PVx). (I.26)
Обозначив U—TS+PV через G, получим, что полезная работа
А' совершается © этих условиях за счет функции состояния
G=U—TS+PVt (I.27)
названной свободной энергией Гиббса. Широкое применение
свободной энергии Гиббса для оценки энергетики природных
процессов обусловлено тем, что естественные условия действительно
можно принять за изобарные, так как атмосферное давление
колеблется в сравнительно небольших пределах, чем в ряде
случаев можно пренебречь. К тому же постоянство условий Р и Т
достаточно легко осуществить экспериментально. Однако самое
главное преимущество свободной энергии Гиббса состоит в том,
что при постоянстве Т и равновесии она во всех фазах равна.
В этом легко убедиться, обращаясь к основному уравнению
термодинамики (1.22). Для простоты предположим, что
совершается только работа расширения, тогда уравнение 1.22 принимает
вид
dU=TdS—PdV. (I.28)
Рассмотрим переход от фазы 2 к фазе 1 и проинтегрируем
уравнение (1.28) в этих пределах при постоянных Р и Г;
Ut-Ul = TS2—TS1 + PV2+PV1. (1.29)
Объединив все параметры, относящиеся к фазе 2 в левой части
уравнения, а к фазе 1 — в правой части, получим
U2—TS* + PV2-Ui—TSi + PVu
или G2 = Gi, т. е. свободные энергии Гиббса при равновесии и
постоянной Т © этих фазах равны.
32

Опираясь на это свойство, можно достаточно надежно
измерить G в различных состояниях любого из компонентов даже в
такой сложной системе, как почва.
Поскольку G является функцией состояния 1.27, ее полный
дифференциал равен
dG=dU—TdS—SdT+PdV+VdP. (I.30)
Раскрыв в 1.30 значение dU, которое согласно первому закону
термодинамики равняется TdS—PdV, получим
dG = SdT+VdP
или
dG=VdP-SdT. (I.31)
Из этого уравнения следует, что © однокомпонентной системе и
при отсутствии внешних силовых полей G зависит только от Р
и Т.
Свободная энергия Гиббса — экстенсивная величина, т. е.
зависящая от количества частиц того или иного компонента.
Поэтому для открытых систем, в которых количество вещества
изменяется, используют парциальную, или удельную, свободную
энергию Гиббса, приходящуюся на единицу массы вещества
(моль/кг) и называемую химическим потенциалом (ц):
0<=("^")г.р.«,=='1"
. Химический потенциал в однокомпонентной системе тоже
является функцией только двух независимых переменных —
температуры Т и давления Р:
d^VdT—SdT, (I.32)'
где S — парциальная энтропия; V — парциальный объем.
Уравнение 1.32 можно представить в частных производных в
виде
*<-(■£) /т+Шт"р- ,,м)
В том случае, когда система состоит из нескольких компонентов,
уравнение 1.33 можно расширить:
Лщ. ( Jbl\ dT+(^L\ dp + Y (Jul) . (i.M)
Фактором интенсивности поверхностной энергии является
поверхностное натяжение — частная производная свободной
энергии Гиббса в поверхностном слое по площади межфазной
поверхности при соответствующих постоянных параметрах:
Y=(—\
33

Поскольку поверхностное натяжение определяется энергией,
приходящейся на единицу площади, единицами измерения его
являются: (В СИ Дж/м2 = Н-^- =Н/м; в системе СГС эрг/сма =
м2
см
= дин = дин/см. Между этими единицами измерения суще-
см
ствует соотношение: 1 Дж/м2=1000 эрг/см2 =1 Н/м = 1000 дин/см.
§ 6. Взаимодействие паров воды с поверхностями
твердой и жидкой фаз почвы
При взаимодействии паров воды с твердой межфазной
поверхностью молекулы воды сгущаются у этой поверхности или
адсорбируются на ней. Поскольку поверхностный слой можно
рассматривать как отдельную фазу, постольку адсорбцию можно
представить как процесс выравнивания химических потенциалов в
адсорбционном слое и парообразной фазе, рассматривая
количество адсорбированной воды в зависимости от химического
потенциала пара, который при равновесии и постоянной температуре
является функцией относительного давления паров р/р0. В этом
легко убедиться, рассматривая уравнение (1.32) применительно
к парообразной воде при 7=const:
dpw=VdP. (I.35)
Поскольку с изменением давления изменяется объем, то для того,
чтобы определить изменение \i пара при переходе его из одного
состояния в другое, необходимо изменение объема выразить в
зависимости от давления. Это можно сделать, предположив, что
молекулы воды в парообразном состоянии ведут себя как
идеальный газ. Так как молекулы воды в парообразном состоянии
независимы друг от друга и «разбавлены» содержащимися в воздухе
молекулами азота, кислорода и углекислоты, то такое
предположение можно считать достаточно обоснованным. Следовательно,
мы можем воспользоваться уравнением состояния идеальных
газов, которое часто называют уравнением Клапейрона —
Менделеева:
pV=RT, (I.36)
где R — универсальная газовая постоянная, равная
8, 314 Дж/моль-К. Из 1.62
V= —. . (1.37)
р
Подставив (1.37) в (1.35), получим
34

где — производная натурального логарифма In р. Значит,
р
1.38 можно записать как
dii'w = RTd\np. (I.39)
Интегрируя это выражение при 7=const в пределах от р в
данном состоянии до ро — давления состояния насыщения, получим
Jd^=RTP$dlnp,
Р V
Vi'0-\iw=C—RTlnp0-C + RT\npf
\i'0-\iw=RT(lnp0-lnp)=RTln-*L.
Р
Отсюда химический потенциал пара., в данном состоянии \i равеТя
или, сменив знаки:
Ро
и;=и;+япп-£-. (1.40)
Ро
Так как при равновесии и 7= const
Gnap= fr жидкость = След»
то ц^=ц^, где \kw— химический потенциал воды в жидком
состоянии, который равен
Ро
где |Xq— химический потенциал воды без растворенных в ней
солей, вне влияния внешних силовых полей, при стандартных
температуре и атмосферном давлении (обычно при р= 101,3 кПа и
7=293 К). Этот потенциал принимают за стандартный или
исходный потенциал. Разность \iw—fig характеризует величину
работы, затраченной на перенос молекулы воды из стандартного
состояния с химическим потенциалом и0" в данное состояние с
п
\i'w-\i'0=RT In p/p0. (I.42)
При низких р/ро и, следовательно, небольших концентрациях
молекул воды в парообразной фазе они адсорбируются только
на активных адсорбционных местах. По мере увеличения
концентрации молекул в парообразной фазе увеличивается не
только вероятность их захвата менее активными участками, но и
вероятность их взаимодействия с молекулами воды, уже адсорби-
35

рованными на активных местах, где они образуют растущие в
вертикальном и горизонтальном направлениях комплексы,
сливающиеся при определенном р/р0 в пленку с четко выраженной
поверхностью раздела жидкость — пар. Образующиеся на
твердой поверхности полимолекулярные слои можно представить как
вынужденную конденсацию под действием поверхностных сил.
Современная форма уравнения полимолекулярной
адсорбции — основного уравнения обобщенной теории Ленгмюра —
предложена Брунауэром, Эмметом и Теллером. В соответствии с
начальными буквами фамилий авторов эта теория получила
название БЭТ, а выведенное ими уравнение полимолекулярной
адсорбции БЭТ:
де^ WmCp/po ,I43v
(1-р/А>)П+(С-1)р/А>] •
где W — количество воды, адсорбированное при давлении паров
ру Wm — количество воды, покрывающее твердую межфазную
поверхность мономолекулярным слоем, /?0 — давление насыщенного
пара, С — константа, характеризующая разность энергий Гиббса
процессов адсорбции монослоя и конденсации, т. е. энергию
Гиббса чистой адсорбции
AG=RT In С. (1.44)
Ее можно представить как разность теплоты адсорбции первого
слоя Е\ и теплоты конденсации EL:
EX—EL=RT In С. (1.45)
Отсюда
C = exp(i^). .(I-46)
Разность (Ei—EL) представляет собой чистую
дифференциальную теплоту адсорбции и характеризует энергию взаимодействия
молекул воды с твердой межфазной поверхностью, т. е.
характеризует качество этой поверхности.
На теории БЭТ основан стандартный адсорбционно-статиче-
ский метод измерения удельной поверхности дисперсных систем.
По экспериментальным данным находят величину Wm. Для этого
уравнение БЭТ обычно используют в линейной форме:
Р/Ро _ х j С—1 р (1.47)
W(l-plРо) Wnp WmC Ро "
Уравнение 1.47 позволяет графически определить эти постоянные
параметры (Wm и С) по наклону прямой и отрезку, отсекаемому
на оси ординат при экстраполяции этой зависимости. Отрезок
равен (рис. 1.2)
1 , С—1
a tgq>= .
36

Зная величину Wm, можно рассчитать эффективную удельную
поверхность по следующему уравнению:
s = Wn
м
(1.48)
где Na — число Авогадро, s0 — площадь, занимаемая одной
молекулой адсорбата, М — молекулярная масса адсорбата.
Рис. 1.2. Изотерма десорбции
паров воды в координатах
БЭТ
0,6
р
р.
0,1 0,4 0,6
0,8 1,0
Р
л 7.
Рис. L3. Изотермы десорбции
паров воды: / — гор. А1, 2 —
гор. В1 чернозема
обыкновенного, 3 — гор. А1 и 5 — гор. А2 —
дерново-подзолнстой почвы, 4 —
гор. С1 — светло-каштановой
почвы
Допуская, что вода находится на твердой межфазной
поверхности раздела в гексагональной упаковке и ее площадь равна
10,8 А2, получим
s=H7m.3616 м2/г, (I.49J
если Wm выражено в г/г. В случае, когда Wm выражено в
процентах,
s= Wm.36,16 м2/г.
В качестве адсорбатов обычно используют инертные газы (азот,
аргон, криптон и др.), которые характеризуются слабым
межмолекулярным взаимодействием на твердой межфазной поверхности
раздела, что находится в соответствии с исходными допущениями
37

теории. Для увеличения адсорбции таких газов ее ведут при низ-
ких температурах, откуда и частое название метода БЭТ — метод
низкотемпературной адсорбции. Уравнение изотермы БЭТ
применяется с хорошим приближением в области относительных
давлений 0,05<р/ро<0,32. При р/ро<0,05 вносит искажение в
полученные результаты неоднородность поверхности, а при р/ро>0,32
сказывается взаимодействие между адсорбированными
молекулами.
Необходимо отметить, что для многих газов и паров
полимолекулярная адсорбция имеет существенные отклонения от теории
БЭТ. Согласие с теорией тем лучше, чем больше С или чистая
теплота адсорбции и, следовательно, сильнее взаимодействие ад-
сорбата с адсорбентом. Уравнение БЭТ лучше выполняется в том
случае, когда взаимодействие адсорбент — адсорбат заметно
выше взаимодействия между молекулами адсорбата. Это в
определенной мере имеет место при адсорбции паров воды почвой.
Однако рассмотренные в гл. 3, § 4 структура и свойства молекул
воды обусловливают не только их энергичное взаимодействие с
поверхностью почвенных частиц, но и способствуют их
взаимодействию между собой, что не вполне соответствует допущениям,
которые были сделаны при выводе уравнения БЭТ и, казалось
бы, ставят под сомнение его применимость в данном случае.
В настоящее время есть много экспериментальных данных, по-
показывающих, что изотермы адсорбции паров воды почвами и
глинистыми минералами имеют вполне отчетливую сигмовидную
форму. Это хорошо иллюстрируется показанными на рис. 1.3
изотермами десорбции паров воды для различных почв. К таким
изотермам формально можно применять уравнение БЭТ.
Статистическая трактовка теории БЭТ показывает, что она,
вероятнее всего, основывается на представлении об адсорбции
мономолекулярного количества на отдельных активных местах,
чем на образовании подвижного адсорбированного слоя.
Несмотря на то что монослой, рассчитываемый по БЭТ, не
является сплошным в геометрическом смысле, энергетически, т. е.
по типу взаимодействия с твердой поверхностью он проявляется
достаточно четко и в этом смысле представляет собой важную
характеристическую величину. Трудности и условности
возникают тогда, когда эту величину переводят в размерность
поверхности. В этом случае энергетическая гетерогенность поверхности,
состав поглощенных ею катионов, действительно, оказывают
заметное влияние на характер упаковки молекул воды на ней и,
следовательно, на расчет площади, занимаемой молекулой воды
на поверхности адсорбента.
В ряде случаев, например при изучении зависимостей между
поверхностными и гидрофизическими свойствами почв,
целесообразно пользоваться непосредственно величиной Wm как
характеристической и не прибегать к дополнительным условностям.
Другой важной характеристической величиной, определяющей
основные гидрофизические и реологические свойства почв, явля-
38

ется количество воды, пошедшее на образование первого слоя
поверхности раздела жидкость — газ, при взаимодействии твердой
межфазной поверхности с парами воды. Эту величину также
можно рассчитать по данным изотерм адсорбции или десорбции
паров воды, опираясь на предложение Фаррэра (1963)
рассматривать общее содержание адсорбированной воды в диапазоне
0,35—0,80 как сумму количества воды, адсорбированной на
внешних и внутренних поверхностях:
W ^ WeCep/po , mr /т 50ч
(1-**/Л>[1+Р/Л(С,-*.)] '' V' '
где индексы е и i указывают на принадлежность соответственно
внешней и внутренней поверхностям:
RT
Уравнение 1.50 можно привести к форме, более удобной для
практического приложения:
W= ^ ^ +Wt. (I.51)
(1-КеР/Ро) (Ce + PlPo-Ke) V
Далее Фаррэр (1963) показал, что при высоких относительных
давлениях
«1.
(Се + Р/Ро-Ке)
Таким образом, уравнение 1.51 упрощается до вида
(1— р/ро'Ке)
По уравнению 1.52 можно найти We, которое Фаррэр (1963)
отождествил с мономолекулярным количеством воды,
адсорбированной на внешних поверхностях. Однако оно имеет, вероятно,
более широкий смысл и представляет собой, как уже отмечалось,
количество воды, пошедшее на образование первого слоя
поверхности раздела жидкость — газ или внешней поверхности
адсорбированной пленки. Поместив на ординате значение W> а на
абсциссе , получим прямую линию, пересечение кото-
(1—KePlPo)
рой с ординатой дает величину Wi, а ее наклон — We.
Прямолинейность этого графика зависит от правильного
экспериментального подбора константы /С*. Однако следует иметь в виду,
что константа Ке не является результатом произвольного выбора
и формализации, а определяется свойствами той части
адсорбированной воды, которая не находится в непосредственном
контакте с поверхностью элементарных почвенных частиц, и поэтому
ее величина не должна сильно зависеть от поверхности твердой
части почвы. В то же время наши исследования показывают, что
39

поверхность твердой части почвы оказывает некоторое влияние на
величину константы Ке, и 'она колеблется в зависимости от этой
поверхности в пределах от 0,95 до 0,75.
Пример подбора константы Ке и нахождения We показан на
рис. 1.4. Отрезок, отсекаемый прямой на ординате, соответствует
влажности Wiy сорбированной на
внутренних поверхностях, а
тангенс угла наклона прямой дает
величину мономолекулярного
слоя, составляющего внешнюю
a s о ~ поверхность адсорбированной
РЬ пленки (Wm)e:
w г//
0,6
ОА
0,2
6 S
•
IVm
(W^e=
Wi — W9
Д1 \-KrPlPo J
_L
if-кШ
Рис. 1.4. Изотерма десорбции паров
воды в координатах Фаррэра и
пример подбора Ке и расчета
мономолекулярного слоя, покрывающего
внешнюю (Wm)e поверхность
(1.53)
Для облегчения расчета удобно
подобрать значение знаменателя
так, чтобы он равнялся 1.
Тогда на прямой, восстановленной
в точке, соответствующей
значению
1
= 1,
можно
1— КеР/Ро
получить численное значение
(Wm)e.
Разность между величиной монослоя, покрывающего полную
поверхность, и величиной монослоя, 'покрывающего только
внешнюю поверхность, дает нам представление о монослое,
расположенном на внутренней поверхности (Wm)i:
(Wm)i=Wm— (Wm)e.
(1.54)
Сумма Wm и (Wm)e соответствует количеству воды Wa, при
котором заканчивается формирование поверхности раздела между
жидкой и газовой фазами почвы и образуется пленка:
Wa=Wm+(Wm)e. (Ь55)
С появлением на поверхности частиц водной пленки на ее
парциальную свободную энергию Гиббса начинает оказывать
влияние кривизна поверхности раздела вода—воздух, обусловленная
во многом кривизной твердой межфазной поверхности, которую
для поверхностей неправильной формы определяют по уравнению
1.24.
Изменение кривизны поверхности водного тела приводит к
изменению внутреннего давления под искривленной поверхностью.
Совершаемую работу по изменению объема тела можно выразить
произведением APdK, где dV — изменение объема тела; Р — раз-
40

ность давлений внутри тела с изогнутой и плоской поверхностью»
Так как эта работа совершается в результате самопроизвольного
уменьшения поверхностной энергии yds, то этот процесс
превращения поверхностной энергии в механическую можно записать с
помощью обобщенного уравнения первого и второго законов
термодинамики относительно энергии Гельмгольца F при Т = const:
dF= —APdV+yds. (1.56)
При равновесии dF=0 и
Ap=Y-f-, (I.57)
где —— кривизна поверхности (поверхность раздела вода—воз-
dV
дух на единицу объема).
Уравнение I. 57 передает в общем виде влияние кривизны
поверхности на внутреннее давление и свободную энергию воды.
Если поверхность имеет правильную сферическую форму, то
= ± —.Тогда уравнение 1.57 принимает вид
ДР = ±-|-. (1.58)
Для поверхностей неправильной формы согласно 1.57
где l/Ri и 1//?2 — кривизна главных нормальных сечений.
Уравнение 1.59, связывающее кривизну поверхности с изменением
внутреннего давления, известно под названием уравнения
Лапласа, а возникающее при этом давление — лапласовым давлением.
Дополнительное давление, обусловленное кривизной поверхно»
сти, всегда направлено к центру кривизны. Поскольку центр
кривизны может находиться внутри жидкости (положительная
кривизна) и вне жидкости (отрицательная кривизна),
дополнительное давление в первом случае увеличивает внутреннее давление
жидкости и, следовательно, ее парциальную свободную энергию
Гиббса, а во втором — уменьшает их.
В дисперсных системах, и в частности в почвах, наряду с
пленками, имеющими положительную кривизну, существуют
мениски с отрицательной кривизной, и можно было бы ожидать,
что вода из пленок, т. е. из области более высокого потенциала,
будет переходить под мениски — в область с более низким
потенциалом. Однако этого не происходит из-за того, что в
пленках проявляется отрицательное расклинивающее давление П,
возникающее в результате действия поверхностных сил. Понятие
расклинивающего давления тонких пленок и прослоек было
введено Б. В. Дерягиным в 1936 г. и развито применительно к ка-
41

пиллярно-пористым телам Н. В. Чураевым, а конкретно к почвам
и грунтам С. В. Нерпиным.
Согласно Б. В. Дерягину и Н. В. Чураеву "(1984), тонкими
считаются пленки, толщина которых меньше суммы толщины
переходных межфазных слоев, существующих вблизи поверхностей
раздела пленка — твердая составляющая дисперсной системы и
пленка—газ. В толстых же пленках их толщина превышает
сумму толщин переходных межфазных слоев, в результате чего в их
средней части остается прослойка объемной фазы, давление в
которой равно P0=PN=P. Здесь Р0— давление в объемной фазе,
pN — нормальная составляющая давления в переходном
межфазном слое, которая постоянна и равна давлению в газовой фазе Р.
Необходимо отметить, что тангенциальная составляющая
давления Рт является функцией расстояния от разделяющей
поверхности: РТ=РТ(Х). В тонких пленках разделяющая переходные слои
прослойка со свойствами объемной жидкой фазы исчезает.
Нормальная составляющая тензора давления PN, оставаясь равной
давлению в газовой фазе Р, уже отличается от давления Р0 в
объемной жидкой фазе, из которой пленка образовалась путем ее
локального утончения. Разность Р—Р0 определяет
расклинивающее давление пленки:
П=Р*—Р0=Р—Ро. (1.60)
Расклинивающее давление при постоянной температуре Т зависит
от толщины пленки (z). Эту зависимость называют изотермой
расклинивающего давления, являющейся термодинамической
характеристикой тонкой пленки жидкости. При
постоянстве давления в объемной фазе Ро, температуре Г, химических
потенциалов \ц расклинивающее давление — частная
производная свободной энергии Гиббса по толщине пленки:
П(г)« —(-£Ц . (1.61)
Тот или иной вид изотерм расклинивающего давления П (z) т
определяется вкладом поверхностных сил различной природы.
В первом приближении этот вклад можно считать аддитивным:
П(г)=Ш+Пт(г)+П5(2), (1.62)
где Пе — ионно-элекгростатическая составляющая
расклинивающего давления, связанная с перекрытием диффузных ионных
слоев заряженных поверхностей пленки; Пт — молекулярная
составляющая, обусловленная силами дисперсионного
взаимодействия твердой межфазной поверхности раздела и газа через
пленку жидкости; П5 — структурная составляющая расклинивающего
давления, вызванная перекрытием граничных слоев жидкости со
структурой, измененной по сравнению с объемной фазой. Ионно-
электростатическую и молекулярную составляющие
расклинивающего давления можно рассчитать теоретически, но это значитель-
42

но сложнее, чем непосредственное определение расклинивающего
давления. Ионно-электростатическую составляющую
расклинивающего давления для симметричных прослоек удвоенной
толщины 2z можно рассчитать по следующему уравнению:
*«-^(£)т- <163>
где Do — статическая диэлектрическая проницаемость
растворителя (в данном случае воды); е — заряд электрона; v —
валентность иона; z — толщина пленки.
Зависимость молекулярной составляющей от толщины пленки
имеет следующий вид:
П««-£-. (1.64)
где А — постоянная, зависящая от взаимодействующих сред.
Структурную составляющую определяют только
экспериментально.
Равновесие пленок на искривленной твердой поверхности с
капиллярным мениском, имеющим капиллярное давление Рк,
определяется следующим уравнением, учитывающим как
капиллярные, так и поверхностные силы:
Як(Д)+П(г)=ДРп, (1.65)
где Рп — давление в пленке, зависящее от кривизны
ее поверхности; П — расклинивающее давление, являющееся
функцией толщины пленки. *v.
Уравнение 1.65 раскрывает физический смысл
расклинивающего давления, заключающийся в том, что оно представляет
собой «внутреннее» давление тонкой пленки, которое
уравновешивает разность лапласовых давлений. Это уравнение можно
рассматривать как уравнение эквипотенциальной поверхности
раздела вода—воздух. Образующаяся в результате капиллярной
конденсации в контактных менисках вода под влиянием
расклинивающего давления распределяется между пленкой и мениском,
образуя при равновесии эквипотенциальную поверхность. При этом
расклинивающее давление влияет на кривизну мениска и,
следовательно, на лапласово давление, которое в свою очередь влияет
на расклинивающее давление, в результате чего в пленке,
сосуществующей с мениском, его зависимость от толщины пленки
будет иметь следующий вид:
Р,= —^. (1.66)
Кривизна поверхности раздела вода—воздух, изменяя
внутреннее давление жидкой воды под искривленной поверхностью,
одновременно влияет и на давление паров воды над этой
поверхностью, так как при равновесии и 7 = const химический потенциал
43

жидкой воды Ню" равен ее химическому потенциалу в
парообразной фазе цю':
|а«,"=ц«,'; n»"=F"dP; \iw'=RT In p/p0.
Отсюда V"dV=RTln p/p0 или
dP = -^lnp/p0. (1.67)
Подставляя в уравнение 1.67 вместо dP его значение из 1.58,
получим
±[2^=^1пр/Ро илнрвр0ехр(±-;аг). (1.68)
где р — давление паров над искривленной поверхностью; р0 —
давление паров воды над плоской поверхностью; Vй —
парциальный объем жидкости; г — радиус капилляра.
Это соотношение носит название уравнения Кельвина (Томсо-
на). Из него следует, что при положительной кривизне
(например, для сферической капли) давление насыщенного пара над
искривленной поверхностью (над каплей) будет тем больше, чем
больше кривизна (или меньше р'адиус капли). При
отрицательной кривизне, имеющей место в капиллярах при их смачивании
водой, получается обратная зависимость: давление насыщенного
пара над искривленной поверхностью уменьшается с увеличением
кривизны (уменьшением радиуса капилляра). Отсюда следует,
что над вогнутыми поверхностями вода будет конденсироваться
не при полном насыщении, а при более низких относительных
давлениях. Это явление называют капиллярной конденсацией.
Таким образом, как только образуются мениски на стыке частиц
твердого тела, поглощение воды будет происходить и за счет
капиллярной конденсации. Поскольку согласно 1.55 при влажности
Wa заканчивается формирование поверхности раздела вода —
воздух, постольку можно считать, что капиллярная конденсация
начинает проявляться при относительном давлении пара р/ро,
равновесном с этим количеством воды. Это дает основания для
точного определения по изотерме адсорбции паров воды начала
ее конденсации, которое не приурочено, как полагали раньше, к
какому-то одному для всех типов почв р/ро, а обусловлено
структурой твердой фазы почв и тесно связанного с ней порового
пространства.
§ 7. Взаимодействие жидкой воды с поверхностью твердой
фазы почвы
Когезия и адгезия. В гетерогенных системах различают
межмолекулярные взаимодействия внутри фаз и между фазами.
Притяжение атомов и молекул внутри одной фазы называют коге-
зией. Она определяет существование веществ в конденсирован-
44

ном состоянии и может быть обусловлена межмолекулярными и
межатомными взаимодействиями различной природы.
При обсуждении поверхностного натяжения на границе
конденсированной фазы (жидкой воды) с паром отмечалось, что эта
величина характеризует межмолекулярное взаимодействие и
равна работе образования единицы поверхности. Работа когезии
определяется затратой энергии на обратимый разрыв тела по
сечению, равному единице площади. Так как при разрыве образуется
поверхность в две единицы площади, то работа когезии
составляет
Лк=2у, (1.69)
где y — поверхностное натяжение тела на границе с воздухом.
Применительно к идеально твердому телу Ак часто называют
прочностью на разрыв.
Так как когезия выражает межмолекулярное взаимодействие
внутри гомогенной фазы, то ее могут характеризовать такие
параметры, как энергия кристаллической решетки, внутреннее
давление, энергия парообразования, температура кипения,
относительное давление пара и др. Эти же параметры количественно
характеризуют и поверхностное натяжение.
При контакте двух конденсированных тел, например жидкой
воды и твердой поверхности раздела, происходит межфазное
взаимодействие, которое называют адгезией (прилипанием).
Адгезия — результат стремления системы к уменьшению
поверхностной энергии. Поэтому адгезия является
самопроизвольным процессом при соответствующих условиях. Работа адгезии
Ла, характеризующая энергию взаимодействия жидкости с
твердым телом, определяется работой, которую нужно совершить для
изотермического отделения слоя жидкости от твердой поверхности
раздела, отнесенной к единице площади. Она измеряется в тех
же единицах, что и поверхностное натяжение (Дж/м2).
Величину работы адгезии можно найти, опираясь на
термодинамические представления. Представим себе две
конденсированные фазы — жидкую воду (ж) и твердое тело (т), имеющие
поверхности раздела на границе с воздухом (г), на которых
проявляется поверхностное натяжение ужг и утг соответственно. При
совмещении этих поверхностей, т. е. при контакте этих двух фаз,
появится межфазное натяжение, равное утж. В результате
первоначальная свободная энергия Гиббса системы уменьшится на
величину, равную работе адгезии Ла, т. е.
AG+4a=0, или Ла=—AG. (I.70)
Для начального и конечного состояний системы имеем
Онач—Ужг+Ттг и Gkoh = Yt>k»
Изменение энергии Гиббса в процессе адгезии равно
A G = Gkoh— GHa4 = Утж—Ужг—Утг
45

или согласно 170
<171>
Это уравнение Дюпре, оно отражает закон сохранения энергии
при адгезии.
Механизм процесса адгезии. Процесс образования адгезионной
связи обычно делят на две стадии. На первой, так называемой
транспортной стадии происходит перемещение молекул адгезива
(связующего вещества) к поверхности вещества, с которым они
взаимодействуют, и их определенного ориентирования в
межфазном слое, в результате чего обеспечивается тесный контакт
между молекулами и функциональными группами молекул адгезива
и поверхности частиц.
Вторая стадия адгезии состоит в непосредственном
взаимодействии адгезива с твердой поверхностью раздела субстрата,
которое может быть обусловлено различными силами — от ван-дер-
ваальсовых до химических. Силы ковалентных связей начинают
действовать на расстояниях между атомами и молекулами, не
превышающих 0,5 нм. Действие ван-дер-ваальсовых и ионных сил
проявляется на более дальних расстояниях — приблизительно
от 1 до 100 нм. Отсюда четко видна необходимость первой
стадии процесса адгезии. Межмолекулярное взаимодействие
контактирующих фаз завершает процесс адгезии. Различают несколько
механизмов адгезии в зависимости от природы
взаимодействующих тел и условий, при которых происходит адгезия.
Механическая адгезия осуществляется путем затекания в поры и трещины
поверхности твердого тела жидкого адгезива, который затем
затвердевает, обеспечивая механическое сцепление с твердым телом.
Согласно молекулярному (адсорбционному) механизму адгезия
протекает благодаря молекулярным ван-дер-ваальсовым силам и
водородным связям. Электрическая теория связывает адгезию с
возникновением двойного электрического слоя между адгезивом
и субстратом. Отслаивание, как и раздвижение обкладок
конденсатора, вызывает увеличение разности электрических
потенциалов, чем и обусловлена прочность адгезионного контакта.
Диффузионный механизм предусматривает взаимное проникновение
молекул и атомов в поверхностные слои взаимодействующих фаз.
Процесс диффузии приводит как бы к размыванию границы
раздела фаз, взаимному их растворению в местах контакта.
Отдельно рассматривается химическое взаимодействие при адгезии.
В конкретных условиях один из механизмов может преобладать»
чаще же механизм адгезии является смешанным.
Теоретическая оценка адгезии в настоящее время очень
приближенна, особенно в таких сложных гетерогенных
полидисперсных системах, как почва, что связано не только с
несовершенством уравнений, по которым рассчитываются силы
межмолекулярных связей, но и тем, что невозможно оценить реальное число
связей, приходящихся на единицу площади. Кроме того, трудно
оценить истинную площадь контакта, которая иногда много боль-
46

ше визуально наблюдаемой благодаря наличию шероховатости в
поверхностном слое. С адгезионным взаимодействием тесно
связаны такие важные межфазные процессы, как смачивание и
растекание.
Смачивание и растекание. Смачиванием называют
поверхностное явление, в котором взаимодействие жидкости с твердой
поверхностью раздела происходит при наличии третьей, газовой
(воздушной) фазы, т. е. при контакте трех несмешивающихся
фаз. Степень смачивания зависит от соотношения работ адгезии
и когезии, которое проявляется в наклоне поверхности жидкости
к поверхности твердого тела. На рис. 1.5 показана капля воды на
поверхности твердого тела. Угол
между касательной АВ к поверх- ужг
ности жидкости и смоченной
поверхностью АС называется
краевым углом (углом смачивания). ^
Количественно степень смачива- J*- ж ттм ^
ния характеризуется безразмер- 777ш^777^7/ШШ7шШ77Ш
ной величиной косинуса краево- ^ердое тело
го угла (угла смачивания).
Поверхностная энергия твердого Рис. 1.5. Краевой угол
тела, стремясь уменьшиться,
растягивает каплю по поверхности.
Эта энергия равна поверхностному натяжению твердого тела на
границе с воздухом утг. Межфазная энергия на поверхности
твердого тела с жидкостью утж стремится, наоборот, сжать каплю,
т. е. поверхностная энергия уменьшается за счет снижения
площади поверхности. Растеканию препятствуют действующие
внутри капли когезионные силы, т. е. силы межмолекулярного
взаимодействия в воде. Действие когезионных сил направлено от
границы между твердой, жидкой и газообразной фазами по
касательной к сферической поверхности капли и равно ужг.
Так как поверхностное натяжение можно рассматривать как
энергию, приходящуюся на единицу площади, или как силу,
действующую на единицу длины, то все эти составляющие
поверхностной энергии можно выразить с помощью векторов сил. При
равновесии между ними наблюдается следующее соотношение:
Утг=Утж+Тжг-соза. (1.72)
Это соотношение называется законом Юнга. Отсюда
количественную характеристику смачивания можно выразить через
поверхностные межфазные натяжения:
cosa= Ттг-Утж , (1.73)
Ужг
Чем меньше угол а и соответственно больше cos a, тем лучше
смачивание. При остром угле а, т. е. при cosa>0, поверхность
считают хорошо смачиваемой данной жидкостью. Если же угол
смачивания тупой, т. е. cosa<0, то по отношению к данной жид-
47

кости поверхность смачивается плохо. Таким образом, границей
между смачиваемостью и несмачиваемостью является угол а = 90°
или cosa = 0. Полного смачивания, т. е. такого положения, когда
краевой угол равен 180°, практически никогда не наблюдается,
так как при соприкосновении конденсированных тел
поверхностная энергия всегда уменьшается и утт не может оставаться
равной сумме утг+Тжг- Смачиваемость водой некоторых твердых тел
характеризуется следующими краевыми углами: кварц — 0°,
графит — 55, парафин — 106°. Почти все основные почвенные
компоненты имеют в основном гидрофильную поверхность.
Рассмотренные закономерности смачивания выполняются на
всех поверхностях жидкостей и только на идеально гладких и
однородных поверхностях твердых тел. На реальных поверхностях,
особенно поверхностях почвенных частиц, имеются
шероховатости, неоднородности, поры, трещины и т. д., оказывающие
сильное влияние на смачивание. Они часто вызывают отклонение
краевых углов от равновесного значения. Различают краевые
углы натекания, которые образуются, когда смоченная площадь
увеличивается, и краевые углы оттекания, образующиеся при
сокращении смоченной поверхности. Это непостоянство значений
неравновесных краевых углов в зависимости от направления
движения жидкости называется гистерезисом смачивания. Причины
гистерезиса смачивания могут быть различны: временные остановки
линии смачивания при натекании или оттекании в положении
метастабильного равновесия на гребнях, выступах и других
элементах реального рельефа шероховатой поверхности; задержки
при переходах от хорошо смачиваемых участков на участки с
худшей смачиваемостью.
Поскольку уравнение Дюпре самостоятельно почти не
используется для определения работы адгезии из-за трудности
определения поверхностного натяжения твердых тел на границе с газом
(воздухом) и жидкостью (водой), то для расчета работы адгезии
часто используют выражение 1.71 для равновесного краевого
угла, представив его в следующем виде:
cosa0= 4,-Ужг > (L74)
Yacr
где Ла=^жг+^тг—?тж.
Преобразовав уравнение 1.73, получим
^a=V«r+Y>«r-cosao=Y>Kr(l+cosao), (I-75)
или
-^- =l+cosa. (I.76)
Ужт
Поверхностное натяжение жидкости и краевой угол
сравнительно легко определить экспериментально. Разделив обе части
уравнения на 2, получим
Ла _.l + coso (I.77)
Ас 2
48

В том случае, когда работа адгезии превышает работу коге*
зии, происходит растекание жидкости по твердой поверхность
раздела. Разницу между работой адгезии и работой когезии
называют коэффициентом растекания f по Гаркинсу:
f=A&-AK (I.78)
или
/=Y*r—Тжг—Утж. (1.79)
При положительных значениях коэффициента жидкость
растекается по поверхности, при отрицательном — не растекается.
Коэффициент растекания тоже можно выразить через
экспериментально измеряемые величины cos а и -у^
/=V)Kr(cosa—1). (1.80)
Капиллярность. При смачивании водой таких дисперсных тел,
как почва, в которых расстояние между составляющими их
частицами соизмеримо с радиусом кривизны поверхности жидкости,
возникающей в результате взаимодействия воды с твердыми
поверхностями частиц, возникают капиллярные явления, служащие
одной из основных причин всасывания воды почвой. Это вызвано^
тем, что поверхность жидкости имеет отрицательную кривизну,
поэтому лапласовское давление стремится растянуть жидкость»
так как оно направлено к центру кривизны и поднимает ее в
капилляре. Подъем будет продолжаться до тех пор, пока
лапласовское давление не уравновесится гидростатическим ' давлением
столба воды Л. В случае сферического мениска
А*=--?- =(P-Po)ffA. Г* (LSD
где р — плотность воды; ро — плотность воздуха; g — ускорение
свободного падения; R — радиус кривизны мениска.
Можно показать, что высота капиллярного поднятия связана
с величиной смачивания. Выразив радиус кривизны мениска R
через угол смачивания а и радиус капилляра г, получим г=
=/?cosa и, следовательно, #=——. Подставляя значение R
cos a
в уравнение 1.81 и сделав перестановку, получим формулу Жю-
рена:
ft= 2ycosa . (I.82)
Изменение лапласовского давления в зависимости от кривизны
мениска жидкости используется в порометрии. Давление связано
с радиусом пор следующим соотношением:
PssJlS^L9 (I.83>
или . r--2l2ML. (I.84)
491

Экспериментальное определение зависимости P=f(r) позволяет
рассчитать функцию распределения пор по размерам. В
последующих разделах этот вопрос будет рассмотрен подробнее и
конкретнее применительно к почвам.
Капиллярное поднятие наблюдается и между не полностью
логруженными в жидкость пластинами, близко расположенными
друг к другу. В этом случае мениск имеет цилиндрическую
форму, поэтому лапласовское давление будет в два раза меньше, чем
в капилляре с тем же радиусом поверхности жидкости:
AP=-v/*=(p-po)g/i. (I.85)
Так как радиус кривизны мениска R связан с расстоянием между
пластинами I соотношением /=2#cosoc, то для высоты капилляр-
лого поднятия жидкости между пластинами имеем
*e_S2" . (I.86)
*(P-Pt)£
Полученная формула аналогична формуле Жюрена 1.82, в
которой радиус капилляра заменен на расстояние между пластинами.
Теплота смачивания. При взаимодействии жидкой воды с
твердой поверхностью раздела выделяется теплота, которую
называют теплотой смачивания.
Различают дифференциальную и интегральную теплоты
смачивания. Эти теплоты зависят от количества воды, смачивающей
поверхность твердой фазы почвы. Это связано с тем, что поле
поверхностных сил проникает внутрь смачивающей жидкости на
определенную глубину, равную толщине поверхностного слоя в
жидкой воде. Очевидно, что влияние поверхностных сил
снижается от максимальных величин на границе раздела твердой фазы
почвы с водой до нуля на границе поверхностного слоя внутри
смачивающей жидкости.
Дифференциальную теплоту смачивания можно определить
как теплоту, выделившуюся при добавлении бесконечно малого
количества воды на поверхность при данном заполнении (при
данном количестве воды, нанесенной на единицу поверхности)
и рассчитанную на единицу количества воды. Дифференциальная
теплота смачивания характеризует поле поверхностных сил в
данной точке или в данном сечении, находящихся на определенном
расстоянии от границы раздела фаз. Она снижается по мере
удаления от смачиваемой поверхности, т. е. от источника
поверхностных сил. При добавлении воды в малых количествах добавление
каждой последующей порции сопровождается выделением все
меньшего количества теплоты. Очевидно, что максимальное
значение дифференциальной теплоты смачивания соответствует
границе раздела фаз, т. е. значению, полученному при экстраполяции
к нулевому количеству добавленной воды. Минимальное ее
значение, равное нулю, соответствует полной компенсации
поверхностной энергии энергией взаимодействия жидкости с твердой поверх-
50

ностью. Вместе с убыванием дифференциальной теплоты
смачивания уменьшается дифференциальная энергия Гиббса твердой
поверхности раздела на дифференциальную работу адгезии:
AGx=i4ax. Влияние смачивания на состояние воды у поверхности,
раздела проявляется в том, что дифференциальная энергия
Гиббса растет по мере удаления от границы раздела фаз. Это
возрастание точно равно уменьшению поверхностной энергии Гиббса
при смачивании:
AGX=—AG. (1.87)-
Рост энергии Гиббса воды отвечает увеличению ее
термодинамической активности ах. Поэтому
AGx= —AG= — RT\nax. (L88>
Дифференциальная теплота смачивания Qa всегда положительна,
т. е. при смачивании теплота выделяется. При рх=Ро Qd=0. Это
соответствует такому количеству воды (толщине ее слоя), после
образования которого на поверхности добавляемая вода уже не
взаимодействует с ней. Дифференциальная теплота смачивания
равна чистой теплоте адсорбции. Из уравнения 1.88 следует, что
для определения дифференциальной теплоты смачивания нужно»
экспериментально установить зависимость давления
насыщенного пара от температуры при данном заполнении х. Теплоту
смачивания можно измерить и непосредственно с помощью
калориметра.
Интегральная теплота смачивания Q/ — теплота,
выделяющаяся при взаимодействии какого-то количества воды<е*>единицей
площади поверхности. Очевидно, что, чем больше площадь
взаимодействия воды с поверхностью, тем больше теплота
смачивания. Последняя связана с дифференциальной теплотой
смачивания соотношением
Q,= tQJx. (I.89)
Интегральную теплоту смачивания при соприкосновении почвы с
водой, взятой с избытком, который уже не взаимодействует с
поверхностью, называют полной или просто теплотой смачивания.
Для ее определения по уравнению 1.89 интеграл берется от нуля
до бесконечности.
Чем больше воды взаимодействует с поверхностью твердой
фазы почвы, тем меньше дифференциальная и больше
интегральная теплота смачивания. В пределе, когда избыточное количество
жидкости уже не взаимодействует с поверхностью,
дифференциальная теплота смачивания равна нулю, а интегральная —
полной теплоте смачивания. При смачивании почв, поверхность
которых энергетически неоднородна и, следовательно,
неэквипотенциальна, дифференциальная теплота смачивания снижается с са-
51

лшх первых порций воды, так как в первую очередь с ней
взаимодействуют наиболее активные участки поверхности.
Теплота смачивания — важная характеристика адгезии воды
ж почве. Как и работа адгезии, интегральная теплота смачивания
измеряется количеством энергии (работы), отнесенной к единице
поверхности в Дж-м"2. Дифференциальная теплота измеряется
соответственно (как производная по количеству вещества на
единицу поверхности) в Дж-моль"1 или, как и потенциал воды, в
Дж-кг-1 воды. Для дисперсных тел, в том числе и для почв,
интегральные теплоты смачивания можно отнести к массе тела (с
известной удельной поверхностью). В этом случае ее выражают
в Дж-кг"1.

Часть II
ТВЕРДАЯ ФАЗА ПОЧВЫ
Глава 1
ЭЛЕМЕНТАРНЫЕ ПОЧВЕННЫЕ ЧАСТИЦЫ
(механические элементы)
Элементарные почвенные частицы (ЭПЧ) — это обломки
пород и минералов, а также аморфные соединения, все элементы
которых находятся в химической взаимосвязи и не поддаются
общепринятым методам пептизации, применяемым при
подготовке почв к гранулометрическому анализу.
В минеральных почвах более 90% ЭПЧ представлено
компонентами неорганической природы. Остальная часть ЭПЧ
приходится на органическое вещество и органоминеральные
соединения.
ЭПЧ образуются в результате выветривания исходных горных
пород (физического, химического, биологического), а также как
следствие взаимодействия продуктов выветривания —
наследованных от материнских пород гранулометрических элементов с
продуктами почвообразования.
При образовании ЭПЧ минеральной природы на первых
стадиях дробления породы, обладающей сравнительно малой
поверхностью взаимодействия с внешней средой, преобладает
физическое и биологическое выветривание под влиянием смены
температур, воздействия воды, ветра, корневых систем растений, мхов,
лишайников. На этой стадии выветривания порода распадается
на куски (камни), а в дальнейшем на составляющие ее минералы
и продукты выветривания.
По мере дробления, увеличения поверхности и свободной
поверхностной энергии возрастает роль биологического и
химического выветривания — растворение наиболее податливых
элементов, их окисление или восстановление, вынос растворенных
простых и сложных солей, взаимодействие высвободившихся частей с
образованием новых соединений и минералов.
ЭПЧ органической природы образуются при разложении
остатков отмерших растений, животных и микронаселения почвы.
В начальных стадиях разложения ведущую роль играют
биологические и микробиологические процессы.
Взаимодействие органических веществ почвы с минеральными
приводит к образованию органоминеральных ЭПЧ, представлен-
53

ных преимущественно ультрамикроагрегатами и ЭПЧ крупных
размеров с частично измененной органическим веществом
поверхностью.
§ 1. Минералогический и химический состав элементарных
почвенных частиц
Минералогический состав — одна из важнейших структурных
составляющих ЭПЧ, обусловливающих характер их поверхности
размер и форму и оказывающих существенное влияние как на
свойства ЭПЧ, так и на структуру и физические свойства почв в
целом.
В состав минеральной части почвы входят две группы
минералов, резко различающихся как по условиям образования, так
и по свойствам: остаточно-первичные и вторичные минералы.
Первичные минералы приурочены главным образом к
фракциям крупнее 0,002 мм. Они образовались при высоких
температурах и давлениях в глубоких слоях Земли и поэтому
неустойчивы в зоне гипергенеза. В термодинамических условиях земной
поверхности, характеризующихся низкими давлениями и
температурами, а также изобилием воды, двуокиси углерода и особенно
свободного кислорода, сохраняются только более устойчивые из
первичных минералов.
В группу вторичных минералов входят преимущественно
глинистые минералы и гидроокиси железа и алюминия. Они
являются продуктами выветривания первичных минералов под
воздействием климатических и биохимических факторов и сосредоточены
в основном во фракциях мельче 0,002 мм. Условия образования
вторичных минералов соответствуют условиям, преобладающим в
настоящее время на земной поверхности, благодаря чему они
достаточно устойчивы в зоне гипергенеза.
Фракции элементарных почвенных частиц крупнее 0,002 мм в
большинстве почв составляют каркас, основу той или иной
структуры. С этими фракциями взаимодействуют тонкодисперсные
минеральные и органические компоненты почвы, а также внесенные
в них высокомолекулярные химические соединения. Поэтому
очень важно знать минералогический состав этих фракций,
определяющий форму и особенности их поверхности и
обусловливающий характер их взаимодействия с другими компонентами.
Кроме того, первичные минералы в значительной степени являются
естественными поставщиками микроэлементов и питательных ве*
ществ для растений. На рис. II. 1 показано распределение
содержания основных групп первичных минералов в зависимости от
размера ЭПЧ для большой группы почв (черноземы типичные
мощные, обыкновенные, южные карбонатно-мицеллярные, темно-
каштановые, каштановые и светло-каштановые почвы, солонцы
корковые, средне- и глубокостолбчатые, сероземы),
формирующихся на лессовидных породах и лессах. Содержание кварца
падает по мере уменьшения размера частиц, а количество слюд
54

возрастает. Содержание полевых шпатов сначала резко возрастает
с уменьшением размера частиц, далее в пределах пылеватых
фракций возрастание замедляется и, наконец, отмечается
тенденция к их уменьшению. Преобладающим минералом среди ЭПЧ
всех размеров является кварц, далее следуют полевые шпаты и,
наконец, слюды.
В почвах, сформированных на других породах,
минералогический состав ЭПЧ и закономерности распределения содержания
минералов в зависимости от размера частиц могут изменяться.
Можно выделить группу почв, в
которых значительная часть ЭПЧ Фракции ЭПЧ
представлена устойчивыми
микроагрегатами, сохраняющимися
после обработки общепринятыми
методами пептизации
(красноземы, почвы, формирующиеся на
вулканических пеплах, глауко-
нитовых песках). Это
обстоятельство налагает существенный
отпечаток на физические и физико-
химические свойства почв.
Минералогический состав и
тесно связанные с ним
поверхностные свойства и тонкая
структура высокодисперсных ЭПЧ ока-
Рис ILL Распределение содержания
основных групп первичных минералов
в зависимости от размера
элементарных почвенных частиц:
1 — кварц, 2 — полевые шпаты, 3 —
слюды
mm twos о,о1 0,05 0,25 o,s
Размер ЭПЧ, мм
зывают определяющее влияние на физические, механические и
физико-химические свойства почв.
Приведенные в табл. 11.1 данные по содержанию глинистых
минералов и других компонентов во фракции ЭПЧ мельче 0,001 мм
некоторых главнейших типов почв Советского Союза показывают,
что в подавляющем большинстве почв преобладают гидрослюды
(типа иллита), содержание которых колеблется в основном в
пределах 30—40%, достигая в отдельных случаях 60%. Содержание
минералов группы монтмориллонита варьирует преимущественно
в пределах 20—35%, возрастая иногда, например в иллювиальных
горизонтах солонцов, до 45%. Однако не исключена и
возможность преобладания минералов группы монтмориллонита.
Например, в черноземе обыкновенном (Каменная степь) она
составляет 48—63%, а иллита — 20—25%. На третьем по количеству
месте находятся минералы группы каолинита и хлорита. Во всех
почвах отмечается присутствие кварца.
55

Таблица ИЛ
Минералогический состав и основные компоненты фракции элементарных
почвенных частиц <0 мкм, % от веса фракции
Почва
Дерново-сильнопод-
эолистая
(Московская обл.)
Чернозем мощный
типичный, целина
(ЦЧЗ Курская о#л.)
Чернозем
обыкновенный (Каменная
степь)
Каштановая почва
(Волгоградская обл.)
Солонец средне-
столбчатый
(Волгоградская обл.)
Темный серозем
(Чаткальская
ГМОС)
Горизонт
А1
А1А2
А2
В1
А1
В1
В2
С1
А1
В1
В2
ВЗ
А1
В1
В2
С1
СЗ
А1
В1
В2
С1
СЗ
А1
А1В1
В1
ВС
С
Гумус
10
6
4
1
15
11
4
2
14
6
2
1
5
з
2
1
| 1
6
з
2
1
| 1
5
2
2
1
1
Карбонаты
и легко-

растворимые соли
иет
»
ъ
ъ
2
2
12
12
5
4
18
18
4
5
16
24
1 15
5
7
15
20
I 16
20
24
24
21
16
Группа

монтмориллонита
23
19
15
35
27
26
19
24
48
| 63
! 50
53
34
1 44
34
35
1 37
32
48
42
34
1 36
25
15
15
22
15

Гидрослюды
26
33
38
31
36
35
33
35
25
20
22
21
53
44
43
35
43
44
36
38
42
| 44
47
56
56
38
45

Каолинит + хло-
ринит*
36
32
29
28
15
21
27
25
5
5
5
5
1
2
3
3
3
1
1
1
2
1 2
1
1
1
17*
22*
Кварц
и другие
минералы
5
10
14
5
5
5
5 ;
2
3
2
3
2
3
2
2
2
1
6
5
1 з
1 1
1
2
2
2
1
1
Физико-химические особенности поверхностей раздела тонко-
дисперсных почвенных частиц, их взаимодействие с почвенным
раствором, гумусовыми кислотами, окислами железа, алюминия
и другими продуктами почвообразования обусловлены структурой
кристаллической решетки глинистых минералов и
встречающимися в ней дефектами.
У глинистых минералов, в которых кристаллическая решетка
структурного пакета состоит из двух слоев кремнийкислородных
тетраэдров и расположенного между ними одного слоя алюмо-
56

кислородных октаэдров (структура типа 2:1), плоскости несут
отрицательные заряды.
У минералов группы монтмориллонита эти заряды невелики,
поскольку их источник находится сравнительно глубоко от
поверхности и возникает в результате изоморфных замещений в
октаэдрическсм слое каждого местного атома трехвалентного
алюминия на двухвалентный магний. Компенсирующие эти заряды
катионы связывают структурные пакеты между собой и могут
обмениваться с окружающим раствором. Число пакетов в
кристаллах, насыщенных многовалентными катионами
монтмориллонитов, зависит от условий их образования (состав и концентрация
порового раствора, внешнее давление и т. п.) и по данным
разных авторов колеблется от 4 до 15.
Так как ионно-электростатическая связь между пакетами
недостаточно прочна, то молекулы воды, взаимодействуя с
поверхностями пакетов и адсорбированными на них катионами,
проникают в межплоскостные пространства и их раздвигают. Однако
развивающееся при этом за счет молекулярных сил
расклинивающее давление недостаточно для того, чтобы преодолеть силы
ионно-электростатического притяжения, поэтому тетраэдро-окта-
эдрические пакеты остаются связанными друг с другом.
В результате этого в межпакетном пространстве насыщенных
многовалентными катионами монтмориллонитов нет условий для
развития двойного электрического слоя и возникновения сил
ионно-электростатического отталкивания. Это приводит к тому,
что при дальнейшем увеличении влажности такой квазикристалл
будет вести себя, по крайней мере по отношению к воде, как
единое целое, на поверхности которого могут развиваться ионно-
электростатические силы отталкивания и двойной электрический
слой. Отсюда видно, что у насыщенных многовалентными
катионами монтмориллонитов есть два вида поверхностей,
различающихся как по характеру, так и по влиянию на гидрофизические,
физико-химические, механические и другие свойства почв: 1)
внутренние — межпакетные поверхности, 2) внешние —
межкристаллические. Последние играют особенно большую роль во
многих важнейших характеристиках и свойствах почв, таких, как
зависимость капиллярно-сорбционного потенциала воды от
влажности почв, набухание, реологические и механические свойства,
электрокинетические явления, взаимодействие с гумусовыми
веществами и искусственно внесенными высокомолекулярными и
другими химическими соединениями, используемыми для
улучшения физических свойств почв.
В случае же насыщенного натрием монтмориллонита ионно-
электростатические силы притяжения, как уже отмечалось,
настолько слабы, что не препятствуют развитию молекулярной
составляющей расклинивающего давления и образованию двойного
диффузного слоя, сопровождающегося возникновением ионно-
электростатической составляющей расклинивающего давления.
57

В результате резко увеличивается межплоскостное пространство,
часто вплоть до полного разделения тетраэдро-октаэдрических
пакетов, и система сильно набухает.
У гидрослюд, в отличие от монтмориллонитов, изоморфизм в
основном приурочен к расположенным ближе к поверхности тет-
раэдрическим сеткам и связан с замещением кремния на
алюминий. Это приводит к увеличению отрицательного заряда на ба-
зальных поверхностях тетраэдро-октаэдрических пакетов, который
компенсируется калием, расположенным в гексагональных
пустотах кислородной поверхности и достаточно прочно скрепляющим
пакеты между собой. Тетраэдро-октаэдрические пакеты настолько
тесно прилегают друг к другу, что вода почти не проникает
между ними и поэтому двойной электрический слой может
образоваться только на внешней поверхности кристаллов.
Развитие диффузного распределения ионов между
поверхностями глинистых кристаллов приводит к тому, что иллиты
реагируют на повышение концентрации электролитов, изменение
энергетического состояния воды или повышение механической
нагрузки так же, как и монтмориллониты, т. е. образуют структуры
из параллельно расположенных кристаллов. Эти структуры Куирк
и Эйлмор (Quirk, Aylmore, 1971) предложили называть доменами.
Правда, связи между кристаллами в доменах значительно
слабее, так как они образуются в процессе коагуляции. Домены
встречаются и в коагулированных суспензиях каолинита.
Кристаллы каолинита крупнее кристаллов иллита и полностью
лишены межпакетной гидратации. Дело в том, что элементарный
тетраэдро-октаэдрический пакет каолинита состоит только из двух
сеток. Одна из них тетраэдрическая, другая октаэдрическая.
Такое строение каолинита приводит к тому, что между кислородной
поверхностью одного элементарного пакета и гидроксильной
поверхностью другого возникают прочные водородные связи, кото-»
рые и обусловливают образование довольно крупных кристаллов.
Максимальные размеры частиц каолинита в плоскости развития
сеток (или базальной плоскости) находятся в пределах от 300 нм
до 4000 нм, а их толщина равна 50—2000 нм. заряд на
поверхности каолинита создается в основном за счет зарядов,
возникающих в результате неполной уравновешенности зарядов
поверхностных ионов кристаллической решетки и по местам разрыва
связей между кислородом и алюминием, образующихся на
боковых изломах частиц. У частиц каолинита в нейтральной и
щелочной среде при рН>7 торцы теряют водородные ионы, которые
диссоциируют в раствор, и поэтому поверхностный заряд торцов
отрицателен за счет неуравновешенного заряда кислородных или
гидроксильных ионов решетки. В кислой же среде при рН<5
заряд торцов положителен за счет присоединения к решетке ионов
водорода. В то же время на широких плоских гранях частиц
сохраняется отрицательный заряд. Образующаяся в результате этого
биполярность приводит к изменению характера двойного
электрического слоя и создает возможность для интенсивного притяже-
58

ния между торцами одних частиц плоскими гранями других, что
способствует их коагуляции и упрочению структуры почв и
грунтов. В близкой к нейтральной и щелочной средах заряд торцов
становится отрицательным. Вероятно, с этим явлением и связано
отмечаемое многими исследователями отсутствие положительного
влияния известкования на водоустойчивость агрегатов.
Гумусовые вещества играют важнейшую роль в
почвообразовании и плодородии почв. Они не только являются источником
элементов питания для растений, постоянно освобождающихся
при его минерализации, но и оказывают существенное влияние на
структуру и физические свойства почв. Присутствие в почвах
гумуса даже в незначительных количествах может коренным
образом изменить их структурно-функциональные гидрофизические и
механические свойства как за счет агрегирования минеральной
части элементарных почвенных частиц, так и путем
модифицирования ее поверхности.
Влияние гумусовых веществ на образование агрономически
ценной структуры и улучшение физических свойств почв, их
взаимодействие с минеральной частью почв обусловлено, с одной
стороны, составом и структурой минеральной части,
особенностями ее поверхности, а с другой — структурой молекул гумусовых
веществ, их размерами и формой. Однако по этим вопросам нет
еще достаточно четких представлений, очевидно, из-за
чрезвычайной сложности строения гумусовых веществ и больших
методических трудностей их изучения.
Размеры и форма частиц гуминовых и фульвокислот зависят
от окружающих условий и особенно от рН среды и связаны с их
агрегированием или диспергированием. Эти же явления влияют
и на реакционную способность гумусовых веществ как между
собой, так и по отношению к минеральной части почвы. По мере
повышения рН частицы гумусовых веществ изменяют размеры и
форму от волокон или связок волокон при низких значениях рН
до тонких сеток в промежуточном диапазоне рН и листоподобных
форм пластмассового типа, а также тонких зерен при высоких
величинах рН (Senesi, Chen, Schnitzer, 1977).
Гуминовые кислоты при нейтральной реакции среды и фульво-
кислоты при очень низком значении рН имели одинаковые
размеры частиц. По мере увеличения величин рН размеры частиц
фульвокислот сначала становились мельче, достигая минимальных
размеров при рН 3, а затем слегка возрастали при увеличении рН
из-за гидратации диссоциированных карбоксильных групп.
Агрегирование частиц фульвокислот и гуминовых кислот при
низких значениях рН, вероятно, происходит либо за счет
межмолекулярных сил типа ван-дер-ваальсовых, либо в результате
взаимодействия между я-электронами соприкасающихся молекул,
либо под влиянием сильных водородных связей. По мере
увеличения рН эти силы слабеют, и вследствие увеличения ионизации
кислотных, карбоксильных и фенольных гидроксильных
функциональных групп частицы начинают отталкиваться друг от друга
59

электростатически, приводя к диспергированию гумусовых
веществ. Одновременно с этим отмечается переход от случайного
расположения частиц при низких рН к более организованным н
ориентированным при высоких рН. По мере увеличения рН
возрастает концентрация свободных радикалов.
Имеющиеся в настоящее время данные дают основания
предполагать, что в естественных почвенных условиях гумусовые и
фульвокислоты ведут себя подобно линейным, гибким,
синтетическим полиэлектролитам. Это и обусловливает во многом характер
их взаимодействия с минеральными поверхностями. Н. И.
Горбунов и Д. С. Орлов (1977) отмечают, что гумусовые вещества в
нативных почвах могут и должны находиться, по крайней мере
частично, в свободном состоянии по отношению к глинистым
минералам и было бы ошибочно предполагать, что гумус во
фракциях ЭПЧ всегда представлен только органоминеральными
соединениями. Нельзя отождествлять органоминеральные соединения с
фракциями ЭПЧ. Действительно, при разделении почв на
фракции элементарных почвенных частиц в илистую фракцию могут
попадать и свободные гумусовые вещества, ранее связывавшие
микроагрегаты и агрегаты почвы и отделившиеся при их
разрушении.
Гумусовые вещества, связанные с поверхностью глинистых ми-»
нералов, образуют ультрамикроагрегаты, состоящие из
нескольких кристаллов или доменов.
Размеры частиц гумусовых веществ (представленных в
естественных условиях преимущественно ассоциатами молекул)
соизмеримы с размерами кристаллов глинистых минералов, и поэтому
трудно говорить о том, что гумусовые вещества покрывают
пленкой глинистые кристаллы. Довольно большие размеры молекул
гумусовых веществ и особенно их ассоциатов не позволяют им в
большинстве случаев проникать в почвах естественного сложения
в тонкие поры и приблизиться к значительной части минеральных
поверхностей, для того чтобы вступить с ними во взаимодействие.
Поэтому вероятнее предположить диффузное расположение гуму-»
совых веществ, приводящее к агрегированию их кристаллов или
доменов. Только лишь при высоком содержании гумуса (выше
10%) часть ЭПЧ крупных размеров может быть покрыта
пленками гумусовых веществ.
Размеры ультрамикроагрегатов так же, как и частиц
свободных гумусовых веществ, зависят от особенностей
почвообразования, проявляющихся прежде всего в реакции среды, составе
поглощенных катионов, составе гумусовых кислот и т. д., и
минералогического состава тонкодисперсных ЭПЧ почвообразующей
породы.
С увеличением размера частиц содержание гумуса в них
падает (рис. П.2). При этом в почвах, где преобладают гумусовые
вещества с небольшим размером молекул или их ассоциатов, в
условиях кислой среды и ненасыщенности основаниями
образуются ультрамикроагрегаты более мелких размеров, что и обус-
60

ловливает их максимальное содержание во фракции мельче-
0,001 мм. В почвах степного типа почвообразования, где
преобладают гуминовые кислоты с достаточно крупным размером частиц
в условиях близкой к нейтральной реакции среды и высокой на-
Рис. II.2. Распределение содержания гумуса по фракциям элементарных
почвенных частиц:
а — чернозема типичного мощного, б — светло-каштановой почвы, в —
темно-каштановой почвы, г — дерново-подзолистой почвы.
Размер фракций: / — 0,001 мм, 2 — 0,001—0,005 мм, 3 — 0,005—
0,01 мм, 4 — 0,01—0,05 мм
сыщенностью кальцием поглощающего комплекса, образуются
микроагрегаты более крупных размеров и поэтому максимум
содержания гумуса приходится на ЭПЧ размером от 0,001 до
0,005 мм. В крупных фракциях элементарных почвенных частиц
содержание органических веществ резко падает по мере
увеличения размера частиц. Гумусовые вещества здесь представлены
преимущественно отдельными фрагментами, сорбированными на
61

наиболее выветрелых участках поверхности полевых шпатов и
<:люд. Иногда встречаются в виде сгустков с вовлеченными в них
минеральными частицами меньших размеров, мельчайших гуми-
фицированных корешков. Кроме того, в некоторых почвах
(красноземы, желтоземы, оглеенные горизонты дерново-подзолистых и
ряда других почв) они входят в состав конкреций полуторных
окислов. С этим и связано, например, наблюдающееся в
некоторых случаях повышение содержания гумуса в крупных фракциях.
Поверхности кварцевых частиц в основном свободны от
гумусовых веществ, последние встречаются лишь только тогда, когда на
этих поверхностях имеются участки, покрытые окислами железа
и алюминия»
Освобождающиеся в процессе почвообразования при разложе-
■нии преимущественно первичных минералов железо и алюминий
образуют соответствующие гидроокиси, которые, осаждаясь на
ЭПЧ, либо просто покрывают их полностью или частично, либо
их связывают. В тех случаях, когда поверхности минералов
покрыты этими гидроокисями, последующие реакции и
взаимодействия происходят с их поверхностями. Аморфные гидроокиси
нестабильны и обычно быстро превращаются в кристаллические
формы, и поэтому не оказывают существенного влияния на
агрегирование ЭПЧ.
Присутствие карбонатов в почвах оказывает заметное влияние
на структуру и свойства почв. В зависимости от происхождения
и формы, в которой они находятся в почвах, карбонаты
способствуют агрегированию ЭПЧ и понижают их удельную
поверхность. Это, вероятно, и является одной из причин того, что
наличие карбонатов снижает «глинистость» почв.
§ 2. Физико-химические и физические свойства элементарных
почвенных частиц
Основными характеристиками ЭПЧ, зависящими как от их
размера, так и от минералогического и химического составов и
определяющими их роль как структурных составляющих, являются
величина и свойства их поверхностей.
На рис. П.З показаны определенные по изотермам десорбции
паров воды общие эффективные удельные поверхности ЭПЧ в
зависимости от размера последних. Максимальные величины
удельных поверхностей имеют ЭПЧ мельче 0,001 мм. С
увеличением размера частиц величины удельных поверхностей резко
падают. Влияние химического состава ЭПЧ хорошо видно на
примере содержания гумуса. Чем выше содержание гумуса во
фракции элементарных почвенных частиц, тем больше их эффективная
удельная поверхность при одних и тех же размерах фракций.
Влияние минералогического и химического состава и
особенностей почвообразования на величину и качество эффективных
удельных поверхностей хорошо прослеживается на самой
поверхностно-активной фракции элементарных почвенных частиц —
62

фракции мельче 1 мкм (табл. II.2). В дерново-сильноподзолистой
почве наименьшая удельная поверхность илистой фракции
отмечается в элювиальном гор. В1. Это, очевидно, связано с тем, что
в элювиальном горизонте в илистой фракции остаются наиболее
крупные частицы, а наиболее тонкодисперсная, коллоидальная
Фракции эпч
Рис. Н.З. Зависимость между
эффективной удельной поверхностью
почв и размером фракций
элементарных почвенных частиц:
I — А1, 2 — В1, 3 — В2 чернозема
типичного мощного, 4—5 — А2
солонца глубокостолбчатого.
Размер фракций: I — <0,001 мм,
II — 0,001—0,005 мм, III — 0,005—
0,01 мм, IV — 0,01—0,05 мм, V —
0,05—0,1 мм
*Q,001 0,001-0,0050,005-0,010,01-0,05
Фракции ЭПЧ j мм
Рис. Н.4. Зависимость между вод-
но-физическимн свойствами н
размером фракций элементарных
почвенных частиц:
/ — максимальная
гигроскопическая влажность, 2 —
максимальная молекулярная влагоемкость (по
А. Ф. Лебедеву), 3 — влажность
предела текучести, 4 — влажность
предела пластичности
часть вымывается в нижележащий иллювиальный горизонт.
Возрастание эффективной удельной поверхности в гумусово-аккуму-
лятивном гор. А1 обусловлено концентрацией здесь гумусовых
веществ. Аналогичная, но менее резко выраженная картина
наблюдается в серой лесной почве. В черноземе типичном мощном,
для которого характере^ гумусово-аккумулятивный тип
почвообразования, самая большая величина удельной поверхности от-
6&

Таблица II.2
Характеристика поверхностей элементарных частиц < 1 мкм и почв в целом
Дерново-сильно-
подэолистая
(Московская
обл.)
Чернозем
мощный типичный,
целина (ЦЧЗ
Курская обл.)
Чернозем
обыкновенный
(Каменная степь)
Каштановая
почва (Волгоград-
<ская обл.)
Солонец средне-
столбчатый
(Волгоградская обл.)
Темный серозем
(Чаткальская
ГМОС)
Гори-
зонт
А1
А1А2
А2
В1
А1
В1
ВЗ
С1
А1
В1
В2
ВЗ
А1
В1
В2
С1
СЗ
А1
В1
В2
С1
I сз
А1
А1В1
В1
С

Содержание
ЭПЧ,
%
8
6
5
30
29
29
25
28
37
44
37
28
37
28
25
27
19
42
30
26
| 26
22
22
22
21
ЭПЧ \
s, м»/г
173
129
106
246
264
247
221
243
396
400
358
352
1 228
260
225
1 235
248
215
287
292
241
| 255
175-
138
105
108
кДж
моль
7,3
7,0
7,6
6,7
7,3
7,1
7,3
6,5
! 7,6
7,4
6,2
6,8
1 6,9
7,2
6,7
1 6,5
6,2
6,8
7,3
6,6
6,7
1 7,5
7,1
6,3
7,1
7,1
ПЛОТНОСТЬ

поверхностного
заряда,
мэкв 1(Н
м*
2,6
2,5
3,4
2.6
3,4
3,4
2,9
2,4
3,1
2,5
2,1
2,2
2,4
2,5
2,3
1 2,6
2,5
3,2
2,1
2,0
2,6
1 2,2
Почва в целом
S,
м*/г
51
34
28
117
107
94
81
88
172
160
! 128
127
99
124
98
84
89
76
! 164
122
88
1 99
76
60
38
40
кДж
моль
10,1
9,5
6,7
7,4
! 6,9
6,2
6,5
7,1
1 7,0
6,1
6,5
6,4
7,1
6,6
6,7
7,6
1 8,4
8,6
7,5
7,7
8,4
1 8,1
7,6
7,5
7,7
7,4
плотность

поверхностного
заряда,
мэкв 10-$
2,4
2,0
1,8
2,0
3,5
3,7
'-',0
1,7
3,2
2,6
1,9
1.8
2,4
2,4
2,0
1,7
1 1,7
3,0
2,0
1,6
1.7
1,7
мечается в гор. А1 и вниз по профилю падает. Однако в гор. С1,
где содержание гумуса понижается, решающую роль начинает
играть минералогический состав и величина эффективной
удельной поверхности возрастает по сравнению с гор. ВЗ, в котором
минералов типа монтмориллонита содержится меньше.
Особенно четко влияние минералогического состава на
величину поверхности проявляется на примере чернозема
обыкновенного (Каменная степь), в котором, несмотря на повышенное по
сравнению с нижележащими горизонтами содержание гумуса,
«4

поверхность в гор. В1 несколько возрастает за счет резкого
увеличения здесь минералов с расширяющейся решеткой.
Распределение величин эффективных удельных поверхностей
илистой фракции по профилю солонцов тоже находится в
соответствии с особенностями солонцового типа почвообразования и
минералогического состава фракций. Наименьшая величина
удельной поверхности отмечается у илистой фракции из
осолоделого гор. А2, а наибольшая — в иллювиальных гор. В1. Причем,
поверхность здесь возрастает в ряду от глубокостолбчатого
солонца к среднестолбчатому и корково-столбчатому.
И наконец, с помощью величин эффективных удельных
поверхностей хорошо обнаруживается внутрипочвенное оглинение
в гор. В/С темного серозема.
Расчет по уравнению 1.45 чистых дифференциальных теплот
десорбции паров воды показывает (см. табл. II.2), что, несмотря
на некоторые различия в их величинах между отдельными
генетическими горизонтами исследованных почв в основном они
характеризуются довольно близкими значениями.
Наблюдающиеся различия в чистых дифференциальных тепло-
тах десорбции паров воды из илистых фракций, выделенных из
разных генетических горизонтов исследованных почв, связаны с
химическим и минералогическим составом фракций и
особенностями почвообразования.
Самая высокая теплота десорбции паров воды отмечается у
каолинита, несколько ниже у иллита и еще ниже у
монтмориллонита. Следовательно, увеличение во фракциях содержания
минералов типа монтмориллонита будет приводить к понижению
величин чистых дифференциальных теплот десорбции, а каолинита,
наоборот, к их увеличению. С этим, вероятно, и связано
повышение величин чистой дифференциальной теплоты десорбции в
гор. А2 дерново-подзолистой почвы и осолоделом горизонте
солонца глубокостолбчатого. В иллювиальных горизонтах, напротив,
чистая дифференциальная теплота понижается. Увеличение
содержания легкорастворимых солей гипса и карбонатов приводит к
возрастанию величин чистых дифференциальных теплот
десорбции и адсорбции. Гумусовые вещества в ряде случаев понижают
величины чистых дифференциальных теплот десорбции или ад«
сорбции, т. е. понижают гидрофильность ЭПЧ.
Физические свойства ЭПЧ можно разделить на зависящие от
их поверхностной энергии и не зависящие от нее. К первым
относятся свойства непосредственно или косвенно связанные с
взаимодействием с водой. Это гидрофизические, механические и
реологические свойства. Максимальная гигроскопическая влажность,
максимальная молекулярная влагоемкость, влажности пределов
текучести и пластичности понижаются с увеличением размеров
ЭПЧ (рис. II.4). При этом если распределение величин
максимальной гигроскопичности находится в строгом соответствии с
распределением величин удельных поверхностей в ЭПЧ разных
размеров, то максимальная молекулярная влагоемкость и предел
65

текучести изменяются более плавно, что, вероятно, связано с
существенным влиянием на эти свойства свободной энергии
поверхности раздела вода—воздух, зависящей от кривизны поверхности
ЭПЧ. Набухание проявляется преимущественно в
тонкодисперсных ЭПЧ (мельче 0,001 мм). В пределах этой фракции величины
набухания изменяются с изменением в них содержания
минералов группы монтмориллонита, гумуса и карбонатов. С
повышением содержания минералов группы монтмориллонита набухание
J>s,r/cM
I 1 Ж
Фракции ЭПЧ
Рис. 11.5. Плотность твердой фазы
фракций элементарных почвенных
частиц:
/ — А1, 2 — В1, 3 — В2
чернозема типичного мощного; 4 — А1 —
темно-каштановой почвы.
Размер фракций: I — <0,0001 мм,
И _ 0,001—0,005 мм, III —
0,005—0,01 мм, IV — 0,01—0,05 мм,
V — 0,05—0,25 мм
< 0,001 0.00Н005 0,005-Ц01 OflHftS
Фракции ЭПЧ, мм
Рис. Н.6. Плотность упаковки
элементарных почвенных частиц:
/ — гор. А1, 2 — гор. СЗ темно-
каштановой почвы, 3 — гор. А1 —
солонца глубокостолбчатого
увеличивается, а с увеличением содержания карбонатов оно
понижается. Гумус влияет на набухание по-разному. В насыщенных
кальцием илистых фракциях он может понижать набухание, но
с увеличением доли натрия в поглощающем комплексе его
присутствие увеличивает набухание. Состав поглощенных катионов
оказывает существенное влияние на пластичность и липкость
фракций элементарных почвенных частиц.
Среди физических свойств ЭПЧ, не зависящих от их
поверхностной энергии, есть такие, которые тесно связаны либо
преимущественно с минералогическим и химическим составами, либо с
их размерами и формой.
К первым относится такое важное свойство, как плотность
элементарных почвенных частиц. Она аддитивно складывается из
66

плотностей составляющих их минеральных и органических
компонентов и непосредственно не связана с размером фракций.
Отмечающиеся их колебания по фракциям связаны главным образом
с изменением их минералогического и химического составов (рис.
II.5). Плотность ЭПЧ, выделенных из гумусово-аккумулятивных
горизонтов, ниже, чем их плотность в горизонтах, не содержащих
гумуса. Известно, что плотность гумуса ниже, чем плотность
минеральных компонентов. Поэтому четко прослеживается
закономерность понижения плотности ЭПЧ по мере увеличения в них
содержания гумуса. Самая низкая плотность отмечается в тонки-"
дисперсных ЭПЧ гумусово-аккумулятивных горизонтов чернозема
типичного. Во всех исследованных почвах вниз по профилю
плотность ЭПЧ падает. В крупных ЭПЧ, состоящих преимущественно
из кварца, она колеблется в пределах 2,65. С увеличением в
составе ЭПЧ тяжелых минералов их плотность возрастает.
Плотность упаковки ЭПЧ зависит от их размера и формы,
которая обусловлена как минералогическим составом, так и
происхождением элементарных почвенных частиц. С уменьшением
размеров частиц плотность их упаковки падает (рис. II.6). Во всех
исследованных почвах наименьшая плотность отмечается у ЭПЧ
(0,005—0,001 мм), что связано, во-первых, с тем, что здесь
содержится наибольшее количество ультрамикроагрегатов, содержащих
какое-то количество пор, а во-вторых, с преобладанием здесь
минералов с пластинчатой и остроугольной формой.
§ 3. Классификация элементарных почвенных частиц
В почвах встречаются ЭПЧ различных размеров, условно от
3 мм до 10"4—10~5 мм. Для удобства последующего их
использования для классификации почв по гранулометрическому составу
ЭПЧ объединяют в определенные группы, называемые фракциями
элементарных почвенных частиц. При их группировке выявились
два подхода: произвольный и экспериментальный (Сергеев, 1971),
При произвольном подходе границы фракций устанавливаются
формально, исходя из определенных математических
соотношений между величинами диаметров частиц. Состав и свойства
выделенных фракций при этом совершенно не учитываются. Это
пример механистического подхода к выделению элементов из
определенной целостности. Дело в том, что фракции ЭПЧ это не
формальное объединение их по размерам, а важные структурные
составляющие, характеризующиеся близким составом и
свойствами.
При экспериментальном подходе во фракции объединяются
элементарные частицы, сходные по составу и свойствам, но
вместе с тем отличающиеся от механических элементов,
выделенных в другие фракции. Первоначально свойства фракций
элементарных частиц почв и- грунтов в основном изучали для целей
создания их экспериментально обоснованной классификации.
3*
67

Отмечая, что существующие в то время классификации
механических элементов не имели строгого фактически проверенного
обоснования и были проведены до некоторой степени «на
глазок», В. Р. Вильяме (1983) указывал на то, что подразделение
частиц на фракции может вытекать как следствие подробного
изучения физических и химических свойств отдельных мелких
групп частичек проведенными методами, дающими строго
сравнимые результаты. В этой работе В. Р. Вильяме впервые поставил
вопрос о связи химического и минералогического составов с
дисперсностью почвенной массы. Использовав для изучения все су-
Фракции, мм
ОШ Ш 0/ /
I международное
оощестбо
| почвоведов
\США, Департамент
сельского лозяй-
1 стоа
британский
институт
стандартоб
ЧССР
I СССР
\кл Н.А Начинского)
1—1—1 111111
глина
глина
глина
ил
ил
пыль
1 1 IIIIII 1
т. песок
пыль
Т.
пыль
с.
пыль
очень
тонкая
пыль
мелкая
пыль
с.
пыль
г.
пыль
пыль
Л
пыль
о тА
песоА
1 1 1 1М1|
г. песок
т. \ с 1 г \о г
песок месомеса/мссок
{тонкий
песок
п.
песок
\о.т\
реем
м.
песок
с
песон
т.
песок
с.
у?ес9/м
Г.
песок
средний
песок
к
кок
гравий
гравий
гравий 1
гравий 1
гравий
Рис. II.7. Сопоставление классификаций элементарных почвенных частиц:
о. т. — очень тонкий; т — тонкий; с — средний; г — грубый, о. г. — очень
грубый; к — крупный
ществующие в то время исследовательские средства, он показал,
что именно по минералогическому составу наиболее четко можно
выделить границу илистой фракции. Позже эта мысль была
подтверждена в многочисленных и более строго проведенных (с
помощью рентгендифрактометрии, различных видов термического
анализа и электронной микроскопии) исследованиях. Однако до
сих пор нет единого мнения о размере частиц, относимых к
илистой фракции, что, конечно, затрудняет как сравнение
экспериментальных данных, так и их использование для прогнозирования
свойства почв.
В нашей стране большинство исследователей границу илистой
фракции связывают с диаметром частиц мельче 0,001 мм, в то
время как за рубежом отдают предпочтение диаметру частиц
мельче 0,002 мм.
В широкоизвестных работах Аттерберга (Atterberg, 1912) по
изучению физических свойств фракций механических элементов в
качестве весьма существенной границы принята величина 0,02 мм.
68

Таблица И.З
Классификация элементарных
почвенных частиц (Н. А. Качинский)
Фракции мельче этой величины проявляют свойства глины. Они
способны коагулировать в слабых солевых растворах.
Водопроницаемость их по сравнению с более крупными фракциями плохая,
капиллярность высокая, но передвижение воды по капиллярам
медленное.
Позже пытались доказать, что глинистые свойства присущи
частицам мельче 0,01 мм (Охотин, 1933; Безрук, 1935; Ткачук,
1938, 1939). Однако последующие работы этого не подтвердили.
Поэтому граница 0,02 мм или 0,01 мм представляется довольно
условной.
К сожалению, нет еще общепринятой схемы классификации
ЭПЧ не только международной, но и в рамках отдельных
государств. Это связано с тем, что даже при экспериментальном
подходе исследователи использовали различные критерии при
группировке ЭПЧ. Принятая в
качестве международной
классификация ЭПЧ, предложенная Аттер-
бергом, не получила
распространения. Примеры наиболее
распространенных классификаций в
СССР и за рубежом приведены
на рис. II.7. В разных
классификациях часто используются одни
и те же названия (например,
песок, пыль, ил) для
обозначения диапазона ЭПЧ разных
размеров. Поэтому следует
осторожно относиться к названиям
фракций ЭПЧ, обращая
внимание на их размеры. В противном
случае это может привести к
заметной путанице.
В нашей стране в почвенных
исследованиях принята
классификация, составленная Фадеевым и экспериментально
уточненная В. Р. Вильямсом, А. Н. Сабаниным, Н. А. Качинским.
Переход на новую классификацию ЭПЧ сопряжен с большими
трудностями, так как влечет за собой переход на новую
классификацию почв по гранулометрическому составу (табл. Н.З).
Диаметр ЭПЧ, мм
>з
3-1
—0,5
0,5-0,25
0,25-0,05
0,05-0,01
0,01—0,005
0,005-0,001
0,001
0,001—0,0005
0,0005-0,0001
0,0001
' Название ЭПЧ
каменистая часть
почвы
гравий
песок крупный
песок средний
песок мелкий
пыль крупная
пыль средняя
пыль мелкая
ил
ил глинистый
ил коллоидный
коллоиды
Глав а 2
ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ И МИКРОАГРЕГАТНЫЙ СОСТАВ ПОЧВЫ
Относительное содержание различных фракций ЭПЧ в почве
определяет ее гранулометрический состав. Гранулометрический
состав показывает нам, какого размера и в каком количестве
содержатся в той или иной почве первичные частицы, т. е. в'каком

сочетании находятся фракции ЭПЧ. В зависимости от этого
сочетания находятся физические и другие свойства почв. Прямой
математической зависимости между гранулометрическим
составом и физическими свойствами почв не отмечено, за
исключением монозернистых песков. Следовательно, гранулометрический
состав можно рассматривать лишь как классификационную
характеристику. Поэтому при разработке классификации почв по
гранулометрическому составу необходимо стремиться к тому, чтобы
каждый класс характеризовался вполне определенной
совокупностью физических и важнейших технологических и
гидромелиоративных характеристик. Приведенные в табл. II.4 данные объяс-
Таблица II.4
Основные агротехнические и гидромелиоративные показатели различных
гранулометрических классов почв
Класс почв
по
гранулометрическому составу
Глины
Суглинки
тяжелые
средние
легкие
Супеси
Пески
Удельное
сопротивление
при пахоте*,
кПа
>65
65—50
50—30
30—20
<20
Категория
трудности обработки
очень тяжелые
условия
тяжелые
среднетяжелые
средние
легкие
Коэффициент фильтрации**
м.с-1
<ю-«
10-»—6.10-в
6-Ю-*— Ю-4
>ю-*
м/сут
«0,001
0,01—0,1
0,1—1,0
0,1—5,0
5,0—10,0
>Ю,0
Лип-
кос ть***,
кПа
>25
25—15
15—8
8—5
<5
* При оптимальной влажности.
** Приблизительные значения, так как коэффициент фильтрации зависит от структуры почв
и особенностей почвообразующих пород.
*** При влажности границы текучести.
няют употребляемые в классификации почв по
гранулометрическому составу понятия «тяжелый», «средний», «легкий»,
отражающие степень трудности механической обработки почв.
§ 1. Классификация почв по гранулометрическому составу
В основе классификаций почв по гранулометрическому составу
лежит соотношение различных фракций или групп фракций ЭПЧ.
При этом делается допущение, что почва до некоторой степени
представляет собой сумму свойств входящих в нее фракций ЭПЧ.
В зависимости от того, на соотношение скольких фракций
строится классификация, выделяются двухчленные и трехчленные.
Двухчленные классификации опираются на соотношение двух
70

групп фракций: физического песка >0,01 мм и физической глины
<0,01 мм, т. е. фракции, имеющей физические свойства глины.
Однако в последних работах это предположение не получило
подтверждения. В трехчленных классификациях принимаются во
внимание три основные группы фракций ЭПЧ: ил, пыль и песок,
и поэтому они полнее отражают свойства почв.
^00у
к20
v^ 60/
Глина
<?
/чанен*
ная
\4Q *L-
(батая
глина
>ушш \глинистб/и\Р1^нитшУ
<Опесчанен\ суглинок \7иглинок
чый глинис- v^ \суглинок
9П /т/0 суглинок /\
/ Опеыпиенний \ Ц*"""™/ Пылебатый
суглинок
Опесчаненный
№g^ суглинок
-L
J-
-L
80 60 40
Леш(0,05-2мм)
Рис. II.8. Трехчленная классификация США (1975)
/00*
В нашей стране трехчленную классификацию впервые
предложил Г. М. Тумин. Однако в его классификации деление на
глинистые, песчаные и пылеватые фракции было проведено без учета
их свойств, и в этом недостаток классификации Тумина. К тому
же классификация Тумина не имела достаточного
количественного обоснования. Удачная трехчленная классификация для
целей грунтоведения была предложена В. В. Охотиным.
Трехчленные классификации успешно используются в США и ряде других
стран (рис. II.8).
В нашей стране получила широкое распространение и
утвердилась двухчленная классификация, предложенная Н. М. Сибир-
цевым и усовершенствованная А. Н. Сабаниным и Н. А. Качин-
ским. Основное ее достоинство заключается в простоте
запоминания классов почв не только с качественными, но и с
количественными характеристиками.
Н. А. Качинский обратил внимание на то, что в принятых в
настоящее время классификациях почв по гранулометрическому
71

составу, во-первых, не учитывается то обстоятельство, что
свойства тонко дисперсных фракций ЭПЧ зависят не только от
размера, но от минералогического состава и особенностей процесса
почвообразования, а во-вторых, в них не учитывается значение
агрегирования ЭПЧ и роль структуры почвы в целом. При одном и
том же гранулометрическом составе, но при различном
структурном состоянии почва будет обладать резко различными
свойствами. Например, илистая фракция ЭПЧ характеризуется наихудшей
водопроницаемостью, предельно медленным движением воды по
капиллярам, но ил при надлежащем качестве (обогащенность
гумусовыми веществами, тип гуминовых кислот, насыщенных
кальцием и железом) способствует агрегированию ЭПЧ, улучшению
структуры и физических свойств почв. Для того чтобы учесть
отмеченные недостатки, Н. А. Качинский предложил шкалы
классификации почв по гранулометрическому составу, по крайней
мере для трех объединений почв: а) подзолистого типа
почвообразования; б) степного типа почвообразования, красноземов и
желтоземов; в) солонцов и сильносолонцеватых почв. Чем выше
потенциальная способность почв к агрегированию и чем рыхлее
их сложение, тем больше они могут содержать физической
глины при отнесении их к тому или иному классу. Поэтому степные
зональные почвы, красноземы и желтоземы как более
агрегированные в классах суглинков и глин содержат больше физической
глины, чем почвы подзолистого типа, а подзолистые почвы
больше, чем солонцы. Как правило, солонцы проявляют свойства
тяжелой глины при более низком содержании илистой фракции, чем
залегающие рядом несолонцеватые почвы. Особенно сильно это
сказывается в отношении таких свойств, как водопроницаемость,
липкость, вязкость в сыром состоянии, твердость и трещинова-
Таблица II.5
Классификация почв по гранулометрическому составу,
разработанная Н. А. Качинским (основная шкала)
[Содержание физической глины
(частиц <0,01 мм). %
Содержание физического песка
(частиц >0,01 мм), %
почвы

подзолистого типа

почвообразования
0-5
5—10
Ю-20
20—30
30-40
40-50
50-65
65—80
>80
степного
типа
почвообразования,
красноземы
и желтоземы
0—5
5—10
10—20
20—30
30—45
45—60
60-75
75—85
>85
солонцы и

сильносолонцеватые
почвы
0-5
5-Ю
10—15
15—20
20—30
30—40
40—50
50—65
>65

подзолистого типа

почвообразования
100—95
95—90
90-80
80-70
70—60
60—50
50—35
35—20
<20
i
степного
типа
почвообразования,
красноземы
и желтоземы
100-95
95-90
90—80
80—70
70-55
55-40
40-25
25—15
<15 .
солонцы и

сильносолонцеватые
почвы
100—95
95—90
90—85
85-80
80—70
70-60
60—50 1
50-35
<35
Краткое название
почвы по
гранулометрическому составу
песок рыхлый
песок связный
супесь
суглинок легкий
суглинок средний
суглинок тяжелый
глина легкая
глина средняя
глина тяжелая
72

Таблица II.6
Классификация почв по гранулометрическому составу
(дополнительная шкала)
Классы почв по гранулометрическому
составу
Глииы тяжелые
Глины средние и легкие
Суглинки средние и тяжелые
Суглинки легкие
Супеси
Пески связные
Пески рыхлые
Разновидности почв по гранулометрическому составу
пылевато-иловатые (п.-и.)
иловато-пылеватые (и.-п.)
пылевато-иловатые (п.-и.)
иловато-пылеватые (и.-п.)
крупнопылевато-иловатые (к. п.-и.)
иловато-крупнопылеватые (и.-к. п.)
пылевато-иловатые (п.-и.)
иловато-пылеватые (и.-п.)
крупнопылевато-иловатые (к. п.-и.)
иловато-крупнопылеватые (и.-к. п.)
пылеватые (п.)
крупнопылеватые (к.-п.)
песчано-иловатые (песч.-и.)
песчано-пылеватые (песч.-п.)
иловато-песчаные (и.-песч.)
пылевато-песчаные (п.-песч.)
крупнопылеватые (к.-п.)
иловато-песчаные (и.-песч.)
пылевато-песчаные (п.-песч.)
песчаные (песч.)
гравелисто-песчаные (гр.-песч.)
крупнопылеватые (к.-п.) .
иловато-песчаные (и.-песч.) '*•
пылевато-песчаные (п.-песч.)
песчаные (песч.)
гравелисто-песчаные (гр.-песч.)
мелкозернистые (м.-з.)
мелкозернистые крупнопылеватые (м.-з.—к.-п.)
мелкозернистые иловато-песчаные (м.-з. — и.-
песч.)
среднезернистые (с.-з.)
среднезернистые — гравелистые (с.-з. — гр.)
мелкозернистые (м.-з.)
среднезернистые (с.-з.)
крупнозернистые (к.-з.)
мелкозернистые гравелистые (м.-з. — гр.)
среднезернистые гравелистые (с.-з. — гр.)
1 крупнозернистые гравелистые (к.-з.—гр.)
Примечания. Глина легкая, суглинки тяжелые и средние спылеватые»; второй
преобладающей фракцией имеют крупную пыль (0,05—0,01 мм).
Глина легкая, суглинки тяжелые и средние крупнопылеватые; вторая преобладающая
фракция — пыль (0,01—0,001 мм).
Суглинки легкие и супеси крупнопылеватые; вторая преобладающая фракция — песок (0,05—
1 мм).
Суглинки легкие и супеси спесчаные»; вторая преобладающая фракция — крупная пыль
(0,05—0,01 мм).
В песках крупиопылеватых преобладает лессовидная фракция (0,05—0,01 мм); вторая
фракция — песок (0,05—1 мм).
Пески мелкозернистые, среднезеринстые и крупнозернистые; преобладающей фракцией имеют
песок соответствующей крупности; вторая фракция — пыль крупная.
Пески мелкозернистые, среднезернистые н крупнозернистые гравелистые; преобладающая
фракция — песок соответствующей крупности, на втором месте — гравий.
73

тость в сухом. Однако это предложение Н. А. Качинского не
получило распространения. В табл. II.5 и II.6 приведена основная и
подробная классификация Н. А. Качинского.
При использовании любой из двух названных шкал
классификация почв по гранулометрическому составу для почв каменистых
должна сопровождаться указаниями на степень их каменистости.
Ниже приводится классификация почв по каменистости,
предложенная Н. А. Качинским.
Частицы Степень каменистости Тип каменистости
>3 мм, %
<0,5 почва некаменистая устанавливается по
характеру скелетной части
0,5—5,0 слабокаменистая
5—10 среднекаменистая
>10 сильнокаменистая почвы могут быть
валунные, галечниковые,
щебнистые
§ 2. Условия и механизмы связывания и агрегирования
элементарных почвенных частиц
Поверхности глинистых минералов, а при определенных
условиях и гумусовых веществ несут электрические
(преимущественно) отрицательные заряды, обусловливающие образование на
поверхностях раздела с электролитом двойного электрического слоя.
Толщина диффузной части двойного электрического слоя
уменьшается с возрастанием валентности обменных катионов и
повышением концентрации электролита (см. табл. 1.1). В тех случаях,
когда диффузный слой ионов становится ниже критического,
наступает процесс коагуляции и агрегирования высокодисперсных
ЭПЧ. Коагуляционные контакты — один из наиболее
распространенных видов связи между почвенными частицами, но это не
единственный вид связей.
Развивая представления К. К. Гедройца (1955) и Э. Рассела
(1955), Н. А. Качинский (1965) рассматривал процесс
агрегирования ЭПЧ с позиций теории коагуляции вплоть до образования
макроагрегатов. Коагуляция необходимое, ко недостаточное
условие для агрегирования почв, и ее следует рассматривать лишь как
предпосылку агрегирования, в котором основную роль играет
цементация. К тому же существующие в почвах условия в
большинстве случаев не соответствуют тем, при которых происходит
коагуляция в суспензиях.
В отличие от суспензий, где соотношение вода—почва
значительно больше единицы, в почве оно значительно меньше
единицы. Близкие к тем условиям, которые существуют в суспензиях,
вероятно, создаются лишь непосредственно у поверхности почвы
при орошении или тогда, когда дождевые осадки превышают ин-
фильтрационную способность почвы и на ее поверхности
создаются излишки воды. Строго говоря, только в этом случае можно
74

рассматривать агрегирование—дезагрегирование почвы на основе
представлений о коагуляции и пептизации. Это необходимо
учитывать и по-разному подходить к механизму агрегирования
—дезагрегирования в поверхностных и глубинных горизонтах почвы.
В последнем случае обычно отсутствуют излишки воды.
Данных по влиянию обменных оснований на процессы
агрегирования—дезагрегирования в этих условиях еще недостаточно,
но можно предполагать, что эти процессы здесь будут
проявляться главным образом через процессы набухание—сжатие, которые
также связаны с толщиной диффузной части двойного
электрического слоя.
Так в почвах, насыщенных натрием, развивается мощный
диффузный слой и частицы расходятся друг от друга на большие
расстояния, в результате чего связь между ними ослабевает и они
могут смещаться друг относительно друга под влиянием каких-
либо механических сил или с током просачивающейся воды.
И наоборот, в почвах, насыщенных Са2+ или А13+, частицы будут
расходиться на небольшие расстояния или почти не будут
расходиться и, следовательно, остаются в связанном состоянии.
В кислых условиях среды связанные с А13+ функциональные
группы на ребрах глинистых минералов несут положительный
заряд и, следовательно, они могут притягиваться к отрицательно
заряженным плоскостям доменов (см. § 1). Однако в глинистых
суспензиях с низкой концентрацией электролита постоянные связи
таким путем образовываться не могут из-за отталкивающего
взаимодействия двойных слоев. Если толщина диффузной части
двойных слоев понижена вследствие присутствия, например,
нейтральных солей, образуются постоянные связи, приводящие к
рыхлой структуре «карточного домика», состоящей из кристаллов,
доменов или отдельных алюмосиликатных пакетов. Прочность об*
разующихся связей зависит в сильной степени от площади
контактов частиц.
Гумусовые кислоты образуют один из наиболее прочных и
водоустойчивых видов связи между ЭПЧ. Активнее всего они
взаимодействуют со слюдами, далее идут полевые шпаты и, наконец,
кварц. В этом же ряду понижается и прочность связи гумусовых
кислот с поверхностью минералов. Размещаясь в более крупных
порах, гумусовые вещества имеют возможность
взаимодействовать как с крупными ЭПЧ, так и с поверхностями выходящих в
эти поры доменов, способствуя тем самым образованию крупных
микроагрегатов и даже макроагрегатов.
Блекмор (Blackmore, 1973) показал возможность устойчивого
связывания глинистых минералов (монтмориллонита, иллита и
каолинита) продуктами гидролиза FeCl3 особенно в тех случаях,
когда контакт с поверхностью глин происходит на первых стадиях
гидролиза. Он предположил, что агрегирование в его
экспериментах достигалось в результате сцепления глинистых частиц с
пленками или частями пленок окислов железа. Эти пленки
образуются в результате взаимодействия положительно заряженных
75

полимерных ионов железа с отрицательно заряженными
плоскостями глинистых минералов. Куирк (Quirk, 1978) считает
маловероятным образование в этих условиях сплошных пленок, но
отмечает, что в молодых почвах или тех, которые подвергаются
попеременным условиям окисления-восстановления, железистые
пленки или продукты раннего гидролиза могут оказывать
существенное влияние на агрегирование и водоустойчивость почв.
Наконец, в аридных и полуаридных почвах, особенно в их
нижних горизонтах, связывающую цементирующую роль играют
карбонаты кальция и магния, а также гипс.
Взяв за основу обобщение Харриса, Честера и Аллена
(Harris, Chester, Allen, 1965) и дополнив его рабочими построениями
Антипова—Каратаева, Келлерман и Хана (1948), .можно дать
следующую обобщенную схему механизмов связывания ЭПЧ.
Для того чтобы отразить в этой схеме взаимодействие
минеральной части почв с широким классом высокомолекулярных
органических соединений как естественной природы (гумусовые
кислоты), так и искусственно привнесенных в почву (в целях
улучшения ее структуры), употреблено обобщенное понятие
«полимер».
I. Связи глинистый домен — глинистый домен:
а. Посредством многовалентных катионов между отрицательно
заряженными плоскостями доменов.
Формула связи: плоскость — /Ся+ — плоскость.
б. Связь между положительно заряженными ребрами доменов и
их отрицательно заряженными плоскостями.
Формула связи: ребро А1—ОН2+ плоскость.
II. Связи глинистый домен — органический полимер —
глинистый домен.
А. Связь ребро домена — органический полимер — (домен).
Здесь возможны следующие варианты.
а. Путем анионного обмена:
к положительному ребру присоединяется карбоксил полимера
ребро АЮН2+ -ООС—R—СОО- .
б. Водородная связь между гидроксилами ребра и карбонилами
или амидами полимера
О Н
II I
ребро —ОН 0=С—R — С — N ОН—ребро
Н
в. Через катионные мостики между отрицательно заряженными
местами на ребрах доменов и карбоксилами полимера.
ребро—О- Кя+ -ООС—R—СОО- .
г. Связь за счет сил Ван-дер-Ваальса между ребрами и
полимерами.
76

Б. Плоскость домена — органический полимер — (домен).
Здесь возможны варианты.
а. Водородная связь между гидроксилами полимера и
поверхностью кремнекислородного слоя преимущественно внешних
поверхностей доменов.
плоскость Si—О НО—R—ОН .
б. Катионные мостики между внешней поверхностью плоскости
домена и карбоксилами полимеров или другими полярными
группами.
внешняя поверхность ~ Кл+ ~ООС—R—СОО~.
в. Связь силами Ван-дер-Ваальса между плоскостью домена и
полимером.
III. Связи между ЭПЧ крупных (<5 мкм) размеров,
представленных преимущественно кварцем, полевыми шпатами и
слюдами.
А. Химические связи между гелями кварцевых поверхностей
или гидратированных алюмосиликатов и активными группами
других структурных составляющих.
Б. Зерна крупных ЭПЧ удерживаются в плазме,
стабилизированной преимущественно следующими факторами:
1) механизмами, отмеченными в пунктах I и II;
2) ориентированными глинистыми частицами;
3) необратимо дегидратированными комплексами силикатов;
полуторных окислов или гумуса, соединенного с
полуторными окислами;
4) необратимо дегидратированными гумусовыми кислотами,
§ 3. Микроагрегатный состав
По предложению К. К. Гедройца (1926), условно принято
агрегаты диаметром <0,25 мм называть микроагрегатами, а
>0,25 мм — макроагрегатами.
Поскольку не все, а прежде всего крупные ЭПЧ оказываются
связанными между собой, либо эти связи недостаточно прочны
для того, чтобы противостоять механическим напряжениям,
возникающим в почве при набухании — сжатии или при их разделении
в воде, постольку во фракциях микроагрегатного состава наряду
с микроагрегатами содержится и неагрегированная часть.
А. Ф. Тюлин (1958) и М. М. Годлин (1959) полагали, что
микроагрегаты сосредоточены во, фракциях мельче 0,01 мм, а крупнее
0,01 ,мм представлены неагрегированными ЭПЧ. И. Н. Никольский
(1961) обнаружил при микроскопическом исследовании фракций
микроагрегатного состава, что частицы мельче 0,01 мм, наоборот,
состоят из неокрашенных прозрачных частиц, а крупнее 0,01 мм —
из темноокрашенных микроагрегатов, содержащих значительные
количества гумуса. Проведенные Н. А. Середой (1976) под руко-
77

водством автора разносторонние исследования природы и свойств
фракций микроагрегатного состава главнейших типов почв
Советского Союза показали, что неагрегированные ЭПЧ содержатся во
всех фракциях микроагрегатного состава, а их соотношение с мик-
1 +^+^
Г °->^о_
U *
!_ 1 _1
+ ^.
1-
ч-+-"
1
^+вг
i
в
Размер фракций
Рнс. II.9. Распределение содержания агрегированных частиц во
фракциях микроагрегатного состава:
в — серая лесная почва, б — чернозем типичный мощный, в — темно-
каштановая почва, г — краснозем.
Размер фракций микроагрегатов: / — 0,001—0,005 мм, 2 — 0,005—
0,01 мм, 3 — 0,01—0,05 мм, 4 — 0,05—0,25 мм, 5 — 0,25—0,5 мм
роагрегатами в той или иной фракции., зависит от особенностей
почвообразующей породы и типа почвообразования (рис. II.9),
Подобно изменению содержания агрегированных частиц во
фракциях микроагрегатного состава изменяется и содержание ЭПЧ
мельче 0,001 мм, а также гумуса (рис. 11.10).
Свойства фракций микроагрегатного состава обусловлены
соотношением в них агрегированной и неагрегированной частей. Эф-
78

фективные удельные поверхности фракций микроагрегатного
состава значительно выше, чем во фракциях ЭПЧ такого же
размера, вследствие того, что в их агрегированной части содержатся
Рис. 11.10. Распределение содержания ила и гумуса по фракциям
микроагрегатного состава:
I — чернозем типичный мощный, II — краснозем.
Размер фракций: 1 — 0,001—0,005 мм, 2 — 0,005—0,01 мм, 3 — 0,01—
0,05 мм, 4 — 0,05—0,25 мм, 5 — 0,25—0,5 мм, 6 — 0,5—1 мм
заметные количества тонкодисперсных фракций ЭПЧ. В
соответствии с величинами эффективных удельных поверхностей
находится емкость катионного обмена фракций ЭПЧ.
79

Особенности почвообразования в красноземах и как следствие
особенности состава и свойств их элементарных частиц привели
к тому, что свойства фракций микроагрегатного состава
красноземов в значительной степени отличаются от свойств других почв.
В них, например, отсутствует связь между содержанием ила и
содержанием гумуса, содержанием ила и емкостью поглощения,
содержанием ила и эффективной удельной поверхностью.
Плотность твердой фазы фракций микроагрегатного состава
определяется суммой плотностей, входящих в микроагрегат ЭПЧ.
Плотность упаковки фракций микроагрегатного состава в
большей степени, чем плотность их твердой фазы, зависит от
содержания агрегированных частиц. В тех же случаях, когда содержание
агрегированных частиц во фракциях микроагрегатного состава
невелико, их плотность упаковки изменяется с изменением
размера фракций так же, как и плотность упаковки ЭПЧ. Однако их
абсолютные величины у фракций микроагрегатного состава
несколько ниже, чем у ЭПЧ.
У микроагрегатов появляется новое, очень важное в
агротехническом и мелиоративном отношении свойство — дополнительная
внутриагрегатная пористость. Это свойство становится
доминирующим у макроагрегатов.
Глава 3
ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ И МИКРОАГРЕГАТНЫЙ АНАЛИЗ
Определение содержания фракций ЭПЧ и микроагрегатного
состава называют соответственно гранулометрическим и
микроагрегатным анализами. Они состоят из двух этапов: 1) подготовки
почвы к анализу; 2) разделения почвенных частиц на фракции и
определения их содержания.
§ 1. Подготовка почв к гранулометрическому и
микроагрегатному анализу
Прежде чем определить содержание ЭПЧ в почве, необходимо
ее дезагрегировать и получить их в свободном виде.
Гранулометрический анализ отличается от микроагрегатного
только этапом подготовки, поскольку от способа подготовки почвы
к анализу зависит степень дезагрегирования образца почвы.
При диспергировании почвы только водой после 24-часового
размачивания и 2-часового встряхивания в почве разрушаются
только наиболее слабые связи, а устойчивые микроагрегаты
остаются неразрушенными. После такой подготовки в суспензии
наряду с ЭПЧ содержатся и микроагрегаты.
Для того чтобы получить в суспензии только ЭПЧ, необходимо
применить более жесткие методы дезагрегирования почвы,
приводящие к разрыву рассмотренных связей (см. § 2).
80

В настоящее, время существует несколько методов подготовки
почв к гранулометрическому анализу, которые можно объединить
в следующие группы.
1. Методы, в которых дезагрегация почв осуществляется без*,
химической обработки.
а. Это механическое разминание почвы в состоянии пасты,
когда причиной пептизации служит образование водных оболочек
вокруг ЭПЧ, подобно тому как это имеет место при замене
двухвалентных катионов (Са и Mg) на одновалентные (Na).
б. Дезагрегирование почвы с помощью ультразвука. Основным
недостатком этого метода является его нестандартизированность.
Среди исследователей нет единого мнения ни относительно
применяемых частот и мощностей, ни продолжительности
ультразвуковой обработки.
2. Методы, в которых дезагрегирование почвы проводят путем
ее химической обработки.
а. Методы, в которых подготовка почвы сопровождается
разрушением и удалением наиболее подвижных «эфемерных» (по»
Н. А. Качинскому) ЭПЧ, включающих водно-растворимые соли,
карбонаты кальция и магния, гипс. К этим методам относится и
получивший широкое распространение в Советском Союзе
кислотно-щелочной метод Н. А. Качинского, состоящий из удаления
эфемерных ЭПЧ 0,05 н. НС1 и насыщения поглощающего
комплекса натрием из 1 н. NaOH по емкости поглощения.
б. Методы, в которых диспергирование почвы проводится
только обработкой растворами различных натриевых солей, без уда-
ления каких-либо составных частей твердой фазы почвы.
Подготовка почвы кислотно-щелочным методом хотя и
обеспечивает полное диспергирование почвенной массы, но в
некоторых случаях приводит к потере ее значительной части,
оказывающей существенное влияние на свойства почвы. Особенно это
относится к большой и важной в производственном отношении группе-
почв, расположенных преимущественно в аридных областях и
содержащих в больших количествах гипс и карбонаты. Поэтому
исследователи не оставляют попыток найти такие методы, которые
бы позволили диспергировать почвенную массу без удаления
гипса и карбонатов и учесть их распределение по размерам. Для этих
целей в настоящее время применяют диспергирующие
электролиты, анионная часть которых образует с катионами кальция и
магния нерастворимые соединения.
Обобщив многочисленные данные по методам подготовки
к гранулометрическому анализу, Элонен (Elonen, 1971) пришел
к заключению, что большинство исследователей наиболее
благоприятными пептизаторами считают пирофосфат и метафосфат
натрия. Первому из них отдают предпочтение в европейских
странах, второму — в США. Механизм стабилизирующего действия
этих реагентов состоит в том, что катионы кальция, вступая
в реакцию с Рг074~ и Р032~, образуют на поверхности
кристалликов гипса и кальцита защитные гелеобразные пленочки.
8К

3. Методы, в которых физическое дезагрегирование почвы
путем воздействия ультразвуком сочетается с химическим —
применением растворов Na4P207 и NaePeOis в качестве стабилизаторов
-суспензии.
При ультразвуковой обработке суспензии почв с добавлением
лирофосфата натрия время, необходимое для их полного дезагре-
тирования, зависит от происхождения и свойств почв (рис. 11.11).
й Рис. 11.11. Серия кумулятивных
ъ кривых гранулометрического со-
I става для одного и того же об-
*§ разца почвы при разной дли-
•I* тельности обработки дисперсии
ffOO * ультразвуком.
5'ж Щ Стрелками обозначена нижняя
iPjtf I гРаница диаметра «очищенных»
ТОО" i частиц — совпадение отдельной
0Ж % кривой распределения с предель-
045' § ной (фрагмент диаграммы, запи-
^ W0 50 Ю 5 1 ^ санной на седиграфе)
Зкбибал&ипный сферический диаметр, мт
У почв с небольшим содержанием органического вещества и
непрочными агрегатами дезагрегирование наступает раньше, у
черноземов и красноземов — позже. Таким образом, время,^
необходимое для дезагрегирования почв, является своеобразной
характеристикой их прочности и устойчивости (Воронин, Березин,
1981).
Попытку дать абсолютную характеристику устойчивости почв
•с помощью метода ультразвукового диспергирования предпринял
Яорт (North, 1976). Он справедливо отметил, что ни в одной из
ранее проведенных в этом направлении работ нет упоминания
о выходной мощности ультразвуковых генераторов и калибровке
датчиков, в то время как эти факторы необходимо учитывать,
поскольку отмеченные ранее варьирования в условиях
ультразвуковой обработки связаны с варьированием общей энергии
диспергирования. Например, Эдварде и Бремнер (Edwards, Bremner,
1967) продемонстрировали, что диспергирование глинистой
фракции (<2 мкм) из ряда почв при применении продолжительного
встряхивания в воде (при низкой интенсивности энергии на входе)
было почти таким же, как и при ультразвуковой обработке
(высокая интенсивность энергии на входе).
Таким образом, характеризовать устойчивость почвы по
интенсивности дезагрегирования можно лишь тогда, когда известна
интенсивность энергии, подаваемой непосредственно к почвенным
частицам. Кроме того, не вся энергия, изучаемая ультразвуковым
датчиком, включается в диспергирование почвы. Часть ее идет на
нагревание воды и почвы. Следовательно, для рационального
использования метода ультразвукового диспергирования почв
необходимо определять как количество энергии, переданной через
5 IW
50
|
^Jf
*-L
^^
•82

датчик к почвенной суспензии (а не только входные
характеристики генератора), так и ту ее долю, которая является фактически
диспергирующей составляющей, т. е. затрачивается на
диспергирование частиц. Зная это и степень результирующего
диспергирования, можно прямо измерить в джоулях на грамм прочность
межчастичных связей, или, другими словами, устойчивость почвы.
Удельная устойчивость гор. АВ оглеенного бурозема оказалась
равной 25 Дж/г (North, 1976).
Метод ультразвукового диспергирования требует дальнейшего*
всестороннего исследования и при соответствующей доработке
будет весьма перспективен для разносторонних структурных
исследований.
§ 2. Принципы и методы разделения почвы на фракции
элементарных почвенных частиц и микроагрегатов
Разделение почвы на фракции ЭПЧ и агрегатов с размерами
крупнее 0,05 мм проводят на градуированных ситах. Ситовой
метод применяют при анализе каменистой и песчаной частей почв.
Для разделения на фракции ЭПЧ размером мельче 0,05 мм
используют седиментацию, т. е. оседание частиц в жидкости. В
частности, разделение почвы на фракции ЭПЧ проводят в воде.
В основе метода седиментационного анализа лежит закон
Стокса, согласно которому скорость оседания сферических частиц
под влиянием гравитации в жидкости данной плотности и
вязкости пропорциональна радиусу частиц.
На каждую частицу в воде действует сила тяжести
(гравитационная сила) — Fg и сила Архимеда — Fa'.
Fg = mg=vpsg и FA = vpwg9 (II.l)
где т и v — масса и объем частицы, g — ускорение свободного
падения; ps и pw — плотности ЭПЧ и воды соответственно.
Вызывающая седиментацию равнодействующая сила /чед равна
FCeA = Fg—FA = V(ps—pw)g, (И.2)
или, выразив объем сферической частицы через ее радиус,
получим
^eA=-^(Ps-Pj£. ' (П.З).
Так как седиментация происходит в определенной среде, то при
ламинарном движении частицы возникает сопротивление в виде
силы трения Ftp, которая, согласно Стоксу, при движении
сферических частиц равна
FTP=6nr\ru, (И-4)
где т) — динамическая вязкость воды, и — скорость движения
частицы. Таким образом, сила, действующая на частицу, равна
* F=FteA-FTP. (II.5)
83.

В начале падения частицы скорость ее движения очень мала, и
поэтому частица двигается под действием силы F ускоренно.
•С увеличением скорости возрастает трение и, наконец, наступает
момент, когда сила трения становится равной силе, вызывающей
седиментацию, и движущая сила F оказывается равной нулю.
После этого момента скорость движения частицы становится
постоянной и ее можно определить, опираясь на уравнение II.5:
Отсюда
-у яг8 (р8—р J g = бялга. (II.6)
и=^Г(Рв_р-} - "Э^'-^ (IL7)
где d — диаметр частицы.
Полагая, что постоянная скорость устанавливается почти
мгновенно, мы можем определить время, необходимое для падения
частицы на высоту А.
Подставив в уравнение II.7 — вместо ы, получим
t = 1!*Э . (П.8)
d*g(ps-pw)
Переставив члены этого уравнения, можно рассчитать диаметр
частицы:
d2= ^ (П.9)
gt(Ps-Pw)
или
• 1Мч 1-г
d =
ч , - (П. 10)
gt(Ps-Pw) J
Поскольку за исключением t все выражения в правой стороне
уравнения 11.10 — постоянные, постольку их можно объединить
в одну константу А и написать
4=-?/2-или f-JL. (11.11)
где В= А2.
Установленная Стоксом зависимость II.4 соблюдается лишь
при выполнении определенных условий. Основное из них —
постоянство скорости падения частиц на протяжении всего пути их
падения. Есть основания полагать, что при гранулометрическом
анализе почвы (когда самые крупные ЭПЧ имеют диаметр 0,25 мм,
а их плотность колеблется в пределах величин, близких к 2,65)
ЭПЧ падают с постоянной скоростью. Прямые микроскопические
наблюдения ряда исследователей показали, что ЭПЧ начинают
падать в воде с постоянной скоростью уже с начальных моментов.
£4

Частицы дисперсной фазы должны осаждаться независимо
друг от друга, что возможно только в разбавленных суспензиях.
При стесненном осаждении происходят столкновения частиц, в
результате которых малые частицы тормозят движение более
крупных, а крупные ускоряют движение малых. В итоге наблюдается
коллективное более медленное осаждение и, кроме того, скорость
осаждения частиц уменьшается под действием встречного потока
жидкости со дна сосуда, в котором находится почвенная
суспензия.
При выводе формулы Стоке исходил из того, что частицы
сферичные, гладкие и жесткие. Почвенные частицы, действительно,
жесткие, но они не сферичные, не гладкие, а в некоторых случаях
(см. гл. I, § 1) имеют пластинчатую форму. Поэтому диаметр
ЭПЧ, рассчитанный по скорости осаждения, не обязательно
соответствует действительному диаметру частицы и в этом случае
используют представление об эффективном или эквивалентном
диаметре. Под этим подразумевают диаметр сферической частицы,
оседающей с такой же скоростью, что и реальная частица. При
ситовом анализе за эффективный диаметр практически принимают
диаметр отверстий сита, через которые проходят 10%
просеиваемого материала. Кроме того, плотность ЭПЧ и микроагрегатов
не одна и та же (см. гл. I, § 2), как этого требует допущение
Стокса.
Течение жидкости вокруг частиц должно быть ламинарным,
т. е. ни одна из частиц не должна превышать критической
скорости начала появления турбулентности. С увеличением скорости
разрывается слой дисперсионной среды, облегающий частицу, а
сзади ее создаются завихрения, обусловливающие разность
давлений, которая направлена против движения. В результате этого
ламинарный режим движения частицы нарушается. Уравнение
II.7 является строгим при условии, что число Рейнольдса Re<0,3.
Неправильная форма частиц способствует турбулентности их
движения при малых скоростях.
Применимость закона Стокса ограничивается размерами
частиц. Большие частицы (d>0,05 мм) могут двигаться ускоренно, и
тогда для определения скорости их движения нельзя пользоваться
II.7, 11.9. Движение больших частиц может вызвать турбулентный
режим потока частиц, при котором также перестает соблюдаться
закон Стокса.
В то же время ЭПЧ должны быть достаточно велики для того,
чтобы не испытывать теплового (броуновского) движения молекул
воды. На седиментацию малых частиц в жидких средах влияет их
сольватация; ее необходимо учитывать, когда величина сольват-
ного слоя соизмерима с размерами частиц. Обычно толщина слоев
составляет сотые доли микрометра, поэтому ее учитывают для
частиц размером <1 мкм.
В настоящее время в физике почв допускается использование
формулы Стокса для определения размеров ЭПЧ в диапазоне от
d = 0,05 мм до d=0,001 мм.
85

§ 3. Методы измерения содержания фракций ЭПЧ и
их распределения по размерам
Один путь измерения распределения фракций ЭПЧ по
размерам состоит в том, что с помощью пипетки берут образцы
известного объема с данной глубины в суспензии через определенное
время после начала седиментации. Это наиболее распространенный
в почвоведении в настоящее время метод.
Диспергированный почвенный образец вымывают в стеклянный
цилиндр и доводят водой до известного объема. Все это
взбалтывают для образования однородной суспензии и позволяют
суспензии оседать в течение определенного времени. По количеству
вещества, оставшегося в суспензии на глубине Л после времени
оседания t, определяют долю почвенной массы со скоростью
оседания менее чем h\t\ Концентрацию С пипетированного образца
(масса сухой почвы на .единицу объема суспензии), взятого с этой
глубины и в данный интервал времени, выражают в процентах
от концентрации Со, соответствующей взятой для анализа общей
сухой массе почвы в общем объеме суспензии. Следовательно,
процентное содержание почвенной массы, имеющей скорость осе-
дания менее h/t, будет равно 100—.
Со
Другой подход позволяет измерять количество вещества в
суспензии без взятия образца пипеткой, его последующей сушки и
взвешивания. Он основан на изменении плотности суспензии на
данной глубине в зависимости от времени. Плотность со временем
понижается, так как частицы постепенно оседают из области
измерения в суспензии. Плотность суспензии ро измеряют
ареометром (Bouyoucos, 1927). Концентрацию почвы С в суспензии
можно рассчитать из
P=p„ + C(l--^L), (П. 12)
где рда — плотность воды; ps — плотность твердой фазы почвы.
Стержень ареометра градуцируют при определенной температуре
так, чтобы можно было отсчитывать плотность в пределах от
0,005 до 1,030 г-см-3 или непосредственно в процентах, если
начальная концентрация С0 = 0,05 г см-3 и р5=2,65 г-см"3.
Ареометрический метод позволяет упростить и ускорить
определение гранулометрического состава, но по сравнению с пипет-
методом проигрывает в точности.
Пипет-метод рассматривается как стандартный из-за
следующих его преимуществ.
1. Концентрация С измеряется независимо от р5, которая, как
уже было видно, изменяется как между почвами, так и между
минералами, входящими в одну почву. В методах, основанных на
измерении плотности, обычно не вводят поправку на р«, а как
следует из уравнения 11.12, для довольно представительного диа-
86

пазона плотностей от 2,5 до 2,8 г-см-3 максимальная ошибка
для величины С около 3% в случае, когда для расчета применяли
плотность 2,65 г-см~3. На расчет радиуса по скорости оседания по
закону Стокса тоже влияет р5, но в пределах довольно большего
диапазона размеров частиц, встречающихся в почвах,
максимальная ошибка около 5 %.
2. Второе преимущество пипет-метода состоит в том, что он
свободен от ошибок, присущих ареометрическому методу и
обусловленных осаждением на плечах ареометра почвенных частиц.
Особенно это заметно при начальных отсчетах, когда на плечах
ареометра очень быстро осаждаются более крупные частицы в
довольно короткий интервал времени. Эту ошибку можно
уменьшить, помещая ареометр в суспензию на возможно короткое
время.
3. Пипет-метод можно применять при низких начальных
концентрациях от 10 до 20 г/л суспензии вместо 50 г/л, необходимых
для ареометрического метода, из-за его низкой чувствительности.
Это означает, что в пипет-методе меньше вероятность нарушения
условия Стокса о независимости падения частиц в суспензии и
возникновения коагуляции. Следующее преимущество состоит
в том, что в пипет-методе глубина измерения выбирается заранее,
в противоположность ареометру, который плавает на глубине,
зависящей от плотности суспензии. Следовательно, в пипет-методе
можно сделать отсчеты за время, заданное в соответствии с
размером фракций. В ареометрическом методе результаты для
отдельных размеров приходится получать путем интерполяции.
Основной недостаток пипет-метода заключается в длительном
времени, которое необходимо для проведения
гранулометрического анализа. В последние годы в США появилось новое
оборудование, основанное на седиментационном принципе, позволяющее
существенно сократить время, необходимое для проведения
гранулометрического анализа. Это анализатор размеров частиц типа
Седиграф-5000 фирмы «Микромеритикс», в котором концентрация
остающихся частиц С определяется с помощью пучка
рентгеновских лучей. Применение последних снимает проблемы дифракции
и позволяет определить количество материала в суспензии во
время U независимо от размера и формы частиц, так как частица,
на которую попал рентгеновский пучок, поглощает излучение.
Интенсивность прошедших через седиментащюнную ячейку
рентгеновских лучей линейно в виде массовых процентов
воспроизводится на оси содержания (у) самописца.
Чтобы ускорить время, требующееся для одного анализа, седи-
ментационная ячейка постепенно опускается по отношению к
пучку рентгеновских лучей так, что высота осаждения обратно
пропорциональна прошедшему времени. Перемещение седиментацион-
ной ячейки синхронизовано с осью размеров (X) самописца, на
которой в логарифмическом масштабе отмечены диаметры частиц,
соответствующие прошедшему времени и высоте, на которой
произошла седиментация.
87

Перемещение ячейки и продвижение самописца по оси
размеров регулируются с помощью программирующего устройства,
в которое вводятся данные по плотности и вязкости жидкости,,
плотности частиц и их исходного размера при анализе. Время*
требующееся для анализа, обратно пропорционально плотностям
ЭПЧ и воды и минимальному размеру, который требуется
получить. Например, для осаждающихся в воде ЭПЧ плотностью 2,6
для анализа частиц размером от 0,05 до 0,002 мм требуется
10 мин, для частиц размером от 0,05 до 0,001 мм — 20, для частиц
размером от 0,05 до 0,0002 мм — 100 мин.
Полной автоматизации измерения распределения частиц по
размерам можно достичь и электрическим методом,
разработанным Культером в 1950 г. и усовершенствованным в последние
годы благодаря развитию электроники. Принцип определения раз^
мера частиц состоит в том, что в стеклянную пробирку с
калиброванным микроотверстием, расположенным в нижней части, и
погруженным в проводящую жидкость, помещен электрод. Другой
электрод расположен в проводящей жидкости, т. е. с другой
стороны отверстия. На эти электроды подают постоянный
электрический ток. Сопротивление Р между электродами практически
представляет собой сопротивление столбика электролита,
находящегося в начале отверстия. Проходя под действием напряжения,
создаваемого в верхней части пробирки, частицы замещают объем
жидкости, равный ее собственному объему, и меняют вследствие
этого сопротивление столбика жидкости, проходящей через
отверстие. При этом создается электрический импульс, амплитуда
которого пропорциональна объему частицы. Импульс растягивается
на некоторое время, соответствующее времени прохождения
частицы в чувствительной зоне. Таким образом, этот метод обеспе-
чивает трехмерное определение, т. е. определяет объем частицы и
позволяет осуществить достаточно репрезентативное измерение,
поскольку несколько тысяч импульсов и, следовательно, частиц
можно подсчитать и различить каждую секунду. Так как каждое
отверстие позволяет определять лишь определенный диапазон
амплитуд импульсов, которые пропорциональны объему частицы,
то для анализа обычно используют набор отверстий. Благодаря
набору отверстий от 0,03 до 0,56 мм можно анализировать
диапазон частиц с размерами от 0,0005 до 0,250 мм.
§ 4. Способы представления и оценки данных
гранулометрического и микроагрегатного составов почвы
В почвоведении чаще всего результаты гранулометрического и
микроагрегатного анализов представляют либо в табличной
форме, либо графически.
Поскольку в естественных условиях в почве содержится
практически непрерывный ряд частиц, постольку очень полезно
представлять полное распределение ЭПЧ по размерам в виде
интегральных, или кумулятивных кривых (рис. 11.12) с последующим
88

1
их дифференцированием и изображением в виде
дифференциальных кривых (рис. 11.13).
Для построения интегральных кривых на ординате графика
откладывают процентное содержание частиц с диаметром
меньшим, чем диаметр, обозначенный на абсциссе, которую
изображают в логарифмическом
масштабе для того, что- 100
бы разместить несколько
порядков диаметров
частиц вплоть до
коллоидальных размеров.
Соотношение данных
гранулометрического и
микроагрегатного
состава позволяет судить о
потенциальной
способности почв к
агрегированию, о состоянии плазмы
и водоустойчивости
почвенных структур.
Процентное отношение
содержания ила, полученного
при микроагрегатном
анализе (Им), к его
содержанию при
гранулометрическом (Иг) Н. А. Ка-
чинский назвал
фактором дисперсности Кд:
0,001 0,005 0,01 0,05 0,1 0,250,5 ?
d ЗПЧ} мм
Рис. 11.12. Интегральные или кумулятивные
кривые гранулометрического состава почв:
1 — песок, 2 — суглинок, 3 — глина
* рракцио
К - И-
100%.
(11.13)
0,001
0,005 0,01
4 ЭПЧ мм
Рис.
11.13. Дифференциальная кривая
гранулометрического состава почвы
Фактор дисперсности
служит косвенным
показателем способности плазмы
к образованию
водоустойчивых агрегатов. Чем
выше Кд, тем менее
водоустойчивы микро- и макроагрегаты и ниже способность почвы к
агрегированию.
Фагелер (1932) ввел представление о факторе структурности
Кс:
Кс= (иг-им) >1(ЮХ> (П 14)
иг
Для этих же целей Бэвер и Роадес (1932) предложили определять
показатель степени агрегированности Ка, формула которого
внешне напоминает выражение для фактора структурности Фагелера,
но отличается от него тем, что в нем используются не илистые
89

фракции, а содержание .фракций >0,05 мм при микроагрегатном
анализе (Пм) и их содержание при гранулометрическом (Пг):
Ка = П»-Пг • ЮОо/6. (11.15)
Для оценки потенциальной способности почв к агрегированию
только по результатам гранулометрического состава А. Ф. Вадю-
нина предложила использовать «гранулометрический показатель
структурности» (Кг).
Для гумусных почв
Кг = И + МП ЮОо/6 (11.16)
сп + кп
Для малогумусных почв
Кг= Ю0%. (11.17)
1 МП + СП + КП v '
Здесь И — ил. МП — мелкая пыль, СП — средняя пыль, КП —
крупная пыль.
А. Д. Воронин и М. С. Кузнецов (1970) показали возможность
использования данных гранулометрического и микроагрегатного
состава для оценки противоэрозионной стойкости почв. Для этих
целей был предложен «показатель противоэрозионной стойкости»
(ППС), равный отношению фактора потенциальной агрегирован-
ности Кпа к фактору дисперсности Кд.
ППС = JSsfL. (II.18)
Кд
Фактор потенциальной агрегированности показывает соотношение
между активной, цементирующей частью почвы (<0,001 мм) и
пассивной, скелетной частью почвы (>0,001 мм):
Кпа= ^ . (И.19)
па 100 —Иг v '
Чем выше содержание активной части по отношению к пассивной,
тем выше способность почвы к агрегированию. Но если илистая
фракция легко диспергируется в воде, т. е. характеризуется
высоким фактором дисперсности, то, несмотря на ее высокое
содержание, противоэрозионная стойкость понижается. Установлены
следующие градации противоэрозионной стойкости почв:
высокая ППС 10
средняя ППС 10—2,5
низкая ППС 2,5
Соотношение 11.18 можно использовать также в качестве
показателя водоустойчивости структуры почвы.

Гл ава 4
АГРЕГАТНЫЙ СТРУКТУРНЫЙ УРОВЕНЬ ОРГАНИЗАЦИИ
ПОЧВЕННОЙ МАССЫ
Элементарные почвенные частицы и микроагрегаты,
взаимодействуя между собой, образуют педы, или макроагрегаты, —
структурные элементы следующего уровня организации почвы.
Агрегаты естественной формы и размера называют педами.
•Форма, размер и структура агрегатов тесно связаны с
гранулометрическим и микроагрегатным составами и особенностями
процесса почвообразования. Поэтому они являются одним из
основных морфогенетических признаков, используемых при
диагностике почв.
Наибольшее распространение и признание получила
морфологическая классификация структурных отдельностей,
предложенная С. А. Захаровым (1927).
Положенные им в основу классификации принципы находят
отражение во всех последующих классификациях.
§ 1. Условия и механизмы образования педов и макроагрегатов
Формирование этих структурных элементов может служить
примером проявления диалектического закона единства и борьбы
противоположностей.
В почвах одновременно с процессами слипания и связывания
ЭПЧ, способствующими образованию сплошной массы, происходят
процессы, приводящие к обособлению почвенной массы в виде
отдельных фрагментов — педов, или "макроагрегатов. Ведущее
место среди этих процессов занимают непрерывно протекающие
в почвах и сменяющие друг друга процессы иссушения и
увлажнения и тесно связанные с ними процессы усадки и набуханид,
приводящие к объемны» изменениям в почве и вызывающим
в ней напряжения и образование трещин и плоскостей ослабления.
Существенное влияние на образование почвенных агрегатов
оказывают процессы замерзания, а также действие биологического,
фактора. Особая роль принадлежит механическим воздействиям —
.почвообрабатывающим орудиям, способствующим
преимущественно распаду почвенной массы на макро- и микроагрегатьь
Рассмотрим механизм обособления отдельных фрагментов
почвенной массы в результате влияния процессов иссушения —
увлажнения. Влияние этих процессов двоякое. С одной стороны, они
приводят к разрыву непрочных связей между ЭПЧ и
микроагрегатами и образованию трещин и плоскостей ослабления; с
другой — способствуют сближению ЭПЧ в определенных местах и,
следовательно, упрочению связей между ними.
Расположение илистых частиц в местах соединений, по
которым развиваются трещины, обычно изменяется, так как любое
91

перемещение почвенной массы во влажной почве приводит к
определенной ориентации илистых частиц вдоль осей сдвига (Weymo-
oth, Williamson, 1953). Это явление способствует сохранению
возникающих здесь плоскостей ослабления, по которым в дальнейшем
и развиваются естественные грани педов и агрегатов, так как при
последующих циклах иссушения — увлажнения трещины
образуются преимущественно по этим же поверхностям. Из
поступающей по этим трещинам водной суспензии откладываются на их
поверхности тонкодисперсные глинистые частицы, гумусовые
вещества, полуторные окислы и другие продукты почвообразования,
образуя пленки, толщина которых может достигать 0,1 мм
(Marshall, Holmes, 1979). Баул и Холл (Boul, Hole, 1959)
обнаружили в таких пленках серо-коричневой подзолистой почвы штата
Висконсин (США) содержание частиц <2 мкм 87% по сравнению
с 24% в общей почвенной массе, свободного железа 3,85%, а
в почве в целом 1,9% и гумуса соответственно 3,09 и 0,71%.
Измененные механическими напряжениями и отложенными
илистыми частицами и продуктами почвообразования поверхности педов
Брюер (Brewer, 1964) назвал кутанами. Характерной
особенностью кутан является наличие в них ориентированных глин,
определяемых с помощью оптического поляризационного
микроскопа. Кутаны оказывают заметное влияние на протекающие в почве
физические процессы.
Характер и направление системы образующихся трещин, а
следовательно, форма педов и макроагрегатов зависят от
интенсивности процесса иссушения, гранулометрического состава
почвенной массы и прежде всего от содержания и состава плазмы —
наиболее активной и высокодисперсной части ЭПЧ.
В тех случаях, когда в плазме содержится значительное
количество глинистых минералов типа каолинита с низкой емкостью
катионного обмена и насыщенностью преимущественно катионами
водорода и частично кальция, она имеет неоднородное пористое
строение за счет хаотичного расположения глинистых частиц,
обусловленного их коагуляцией путем взаимодействия между
отрицательно заряженными плоскостями и положительно
заряженными ребрами. В результате у развивающихся при иссушении
плоскостей ослабления и трещин отсутствует сколько-нибудь нап-
правленная ориентация, что приводит к образованию трещин
многогранной формы.
Плазма, состоящая из минералов групп иллита и
монтмориллонита с высокой емкостью катионного обмена и его
насыщенностью кальцием, характеризуется неоднородным, более плотным
и менее пористым строением, обусловленным скоагулированным
состоянием плазмы и преимущественно параллельно
упорядоченным расположением глинистых минералов. Такая структура
плазмы способствует образованию четких, прямых, перпендикулярных
трещин первого порядка и слабо развитых между ними трещин
второго порядка, что приводит к формированию кубовидных
педов.
92

Если же обменный комплекс такой плазмы насыщен катионами
натрия и магния, то она имеет плотное сложение с параллельна
упорядоченным расположением глинистых частиц, в результате
чего образуются прямые и крупные преимущественно вертикальна
направленные трещины. Образующиеся при этом призмовидные
педы очень тверды в сухом состоянии.
В почвах, содержащих значительные количества оксидов
железа в тонко раздробленном состоянии, образуется
железисто-глинистая плазма. Эти соединения образуют мостики между
частицами кварца, что и приводит к образованию чрезвычайно
пористой матрицы без образования каких-либо заметных плоскостей
непрочности и с редкими и неправильными трещинами.
Наличие гумуса и карбонатов в глинистой плазме тоже
приводит к образованию рыхлой матрицы без четкой ориентации,.
в результате чего образуются многогранные педы. При большом
содержании гумуса в верхних горизонтах, например черноземов,,
образуется зернистая структура. В карбонатных же горизонтах
образуются ореховатые педы. Необходимо отметить, что на
образование зернистых, комковатых и ореховатых агрегатов различных
размеров заметное влияние оказывает содержание пылеватых и
песчаных ЭПЧ. При значительном содержании в почве ЭПЧ
песчаных и пылеватых размеров влияние процесса иссушения на
образование макроагрегатов ограничено вследствие того, что при
усадке эти частицы образуют жесткий каркас, препятствующий
дальнейшему уменьшению объема почвы.
Заметное влияние на обособление макроагрегатов почвенной"
массы оказывают процессы замерзания и оттаивания. Известно, что»
вода при замерзании увеличивается в объеме, что приводит к
разрыву связей между частицами и возникновению серии трещин
разных размеров. В дальнейшем при оттаивании почвы эти
трещины способствуют образованию плоскостей ослабления и
оформлению структурных отдельностей. Степень и характер влияния
промораживания почвы на образование агрегатов зависят от
многих факторов и прежде всего от степени увлажнения. Сильнее
это влияние проявляется при некоторой средней степени
увлажнения почвы. При небольшом содержании воды объем
образующегося льда ничтожен и его влияние на объемные изменения в почве
незначительно. В переувлажненной почве льдообразование идет
почти одновременно во всем объеме, вся почва как бы
фиксируется и образование трещин не наблюдается. При средней же
степени увлажения вода находится в порах капиллярных размеров
и образует кристаллы льда больших размеров, чем размер пор,
что и приводит к разрыву связей между частицами и
микроагрегатами, образованию трещин и расчленению почвы на структурные
отдельности. Чем плотнее почва, тем больших размеров агрегаты
образуются при промораживании. Агрегаты оптимальных
размеров образуются в более рыхлых почвах (Качинский, 1965).
Существенную роль в образовании макроагрегатов играют
биологические агенты и в первую очередь корневые системы преиму-
93

щественно травянистых растений. Корни пронизывают почву
повсюду, разделяя почвенную массу в одних местах и сжимая в
других, локально иссушая почву и внедряя в нее органическое
вещество. Распространяясь в почве в разных направлениях, они придают
♦агрегатам форму комка или зерна, а проникая в микроагрегаты,
они связывают их, способствуя как механической прочности
агрегатов, так и их водоустойчивости. Такую же связывающую роль
играют и гифы почвенных грибов, и, как показано работами
Д. Г. Звягинцева (1973), адсорбированные клетки
микроорганизмов.
Ч. Дарвин в 1881 г. наблюдал образование почвенных
агрегатов дождевыми червями. Во влажных и не очень кислых почвах
Англии они создавали агрегированный слой толщиной в 5 мм.
Продукты разложения органического вещества растений,
животных и микроорганизмов способны связывать почвенные частицы
вместе. В частности, полисахариды придают водоустойчивость
естественным агрегатам. Доказательством этому служит то, что
их внесение в почву сильно повышает водоустойчивость
агрегатов. Удаление же полисахаридов из почвы резко снижает
водоустойчивость. Полисахариды имеют длинную, линейную, гибкую,
структуру, позволяющую входить в тесный контакт с почвенными
частицами и связывать их, образуя мостики между ними. Они
легко разлагаются микроорганизмами, но тем не менее составляют
значительную часть органического вещества почв.
При воздействии на почву почвообрабатывающих орудий
происходит не только процесс пространственного перемещения того
или иного слоя, но и расчленение почвенной массы на структурные
отдельности. Почвообрабатывающие орудия, соприкасаясь с
почвой, вызывают прежде всего изменение почвенной структуры.
При этом влияние механической обработки на структуру почвы
неоднозначно. При любой обработке, вероятно, происходит не
только образование почвенных агрегатов, но и их частичное
разрушение.
В зависимости от гранулометрического состава, содержания
гумусовых веществ, применяемого орудия, влажности почвы и
других условий, при которых производится обработка, могут
преобладать создание или разрушение агрегатов. Больше того, на
одной и той же почве применением данного орудия можно
получить глыбистые структурные отдельности и слитую массу в
зависимости от того, при какой влажности произведена обработка.
•С древнейших времен земледельцам известно, что при
определенной степени увлажнения почва приобретает особые свойства, при
которых она становится готовой к обработке. Такое состояние
называют «спелость». При спелости почва лучше всего крошится, ее
обработка требует минимальных затрат. Почвы тяжелого
гранулометрического состава приобретают состояние спелости при более
высокой влажности, чем легкие. Органическое вещество почвы
также повышает эту влажность. Обработка почвы в состоянии
спелости — наиболее доступный способ улучшения ее структуры.
34

При обработке почвы макроструктурные отдельности
возникают не только в результате крошения слипшейся почвенной массы*
глыб и комков, но и в результате взаимодействия ЭПЧ и
микроагрегатов. С возрастанием влажности до определенного предела
размер образующихся при обработке почвы агрегатов возрастает.
Однако при влажности выше этого предела почва при
перемешивании приобретает слитое состояние. Таким образом, существует
интервал влажностей, в пределах которого перемешивание почвы-
ведет к образованию мелкокомковатых или зернистых агрегатов.
Следовательно, обрабатывая почву соответствующими орудиями
при определенной влажности, можно существенно улучшить их.
структурное состояние. Это одно из важнейших условий
обработки почвы, нарушение которого приводит к ухудшению физических
свойств пахотного горизонта почв. Необходимо учитывать, что
существует не точка влажности структурообразования, а интервал
оптимальных для агрегирования влажностей. Он шире для почв
тяжелых и высокогумусных и уже для почв легких. В песках это*
явление не наблюдается.
В отмеченном интервале влажностей свободная энергия
поверхности раздела вода — воздух еще определяется площадью
поверхности пленки, которая при перемешивании и рыхлении
почвы почвообрабатывающими орудиями стремится принять вместе
с почвенными частицами форму с наименьшей поверхностью, т. е.
шарообразную форму, и поэтому почва распадается на агрегаты
более или менее округлой формы. При влажностях выше
влажностей этого интервала площадь пленок сокращается вследствие-
увеличения площади менисков и их сокращение приводит к тому,
что они уже не в состоянии образовать агрегаты зернистой формы
и поэтому при перемешивании почвенная масса расплывается и
образует довольно крупные и плотные комки* и глыбы.
Таким образом, обработка эффективна лишь в том случае,,
когда она проводится при оптимальной для агрегатообразования
влажности почвы. К сожалению, из-за встречающихся еще частых,
нарушений точно установленных законов обработки почвы
отмечается общая тенденция к измельчению и разрушению почвенных
агрегатов в результате длительной непрерывной обработки почвы.
Естественные формы и размер агрегатов могут изменяться
в процессе сельскохозяйственного использования почв, и в
большинстве случаев агрегаты приобретают вид комка, модель которого
предложена Эмерсоном (1959; рис. И. 14).
Для агротехнической оценки почв наряду с геометрическими
характеристиками макроагрегатов существенное значение имеют
такие их свойства, как механическая прочность, водоустойчивость,
и порозность.
§ 2. Состав и свойства почвенных агрегатов
В тяжелых и средних по гранулометрическому составу хороша
агрегированных почвах фракции агрегатов всех размеров имеют
практически одно и то же распределение частиц по размерам,
9S

'близкое к их распределению в почве в целом. В легких и средних
тглохо агрегированных почвах во фракциях агрегатов мельче
1—2 мм преобладают ЭПЧ размеров песка и пыли. В агрегатах
крупнее 1—2 мм распределение ЭПЧ становится таким же, как и
в тяжелых почвах, что связано с достижением в них такого же
соотношения между ЭПЧ, как и в почве в целом. Это
подтверждается и величинами эффективных удельных поверхностей
макроагрегатов разного размера. Наблюдающиеся колебания
рассмотренных выше величин обусловлены неоднородностью распределе-
Рис. 11.14. Структура агрегата и
возможное расположение в нем
крупных элементарных почвенных
частиц, глинистых доменов,
органического вещества или
искусственных полимеров {схема Эмерсона):
А — кварц нли полевой шпат —
органический коллоид — кварц
(полевой шпат); Б — кварц
(полевой шпат) — органический
коллоид — глинистый домен; В —
глинистый домен—ребро-глинистый
домен—грань; Г — глинистый домен-
органический коллоид—глинистый
домен, Г\ — органический коллоид
между плоскостями доменов; Г2 —
органический коллоид между
ребром и плоскостью доменов; Г9 —
органический коллоид между
ребрами домена
бия ЭПЧ в почвенном профиле, которая, очевидно, частично
унаследована от материнской породы, а частично приобретена в
процессе почвообразования. Неоднородность в распределении ЭПЧ
оказывает существенное влияние не только на свойства отдельных
микро-и макроагрегатов, но и на свойства почвы в целом и
протекающие в ней процессы.
Д. Г. Звягинцев (1978) развил концепцию, согласно которой
почва с микробиологических позиций представляет собой крайне
гетерогенную среду. Эта концепция имеет важное значение не
только для почвенной микробиологии, но и для объяснения ряда
свойств почвенных агрегатов.
Представление о микрогетерогенности распределения ЭПЧ и
условий развития микроорганизмов, а следовательно, и
распределение их метаболитов в почвенном профиле позволяет лучше
понять возникновение водоустойчивых агрегатов и их распределение
в почвенной массе.
Обнаружена прямая связь между содержанием в почве
илистой фракции ЭПЧ и образованием водоустойчивых агрегатов.
Это, очевидно, является следствием того, что при мокром
просеивании остаются неразрушенными преимущественно те агрегаты,
в которых выше содержание глинистых частиц.
96

Существенное влияние на образование водоустойчивых и
механически прочных агрегатов оказывают гумусовые вещества и
другие органические соединения, содержащиеся в почвах. Однако
прямой зависимости между размерами агрегатов и количеством и
качеством гумуса в них найти не удалось.
Результаты исследований Т/Н. Початковой (1985) показывают,
что в почвах тяжелого гранулометрического состава содержание
гумуса, обменных Са и Mg не зависит от размера агрегатов и
близко к содержанию в почве в целом.
В легких почвах их содержится меньше во фракциях мелких
агрегатов (до 0,5 мм), а в агрегатах крупнее 0,5 мм оно
становится близким к содержанию гумуса и обменных катионов в почве
в целом и тоже не зависит от размера агрегатов,
В тесной связи с составом и структурой агрегатов находятся
их свойства. Плотность твердой фазы агрегатов не зависит от
их размеров. Это объясняется тем, что она складывается из
плотностей ЭПЧ, обусловленных в свою очередь плотностями их
минеральных и органических компонентов.
Плотность сложения сухих агрегатов разного размера и их
пористость обусловлены характером почвообразования и
особенностями материнской породы, пределяющим размер, форму и
упаковку ЭПЧ в них. Например, плотность сложения сухих агрегатов
(табл. II.7) в дерново-подзолистой почве и, особенно, черноземе
возрастает с уменьшением размера агрегатов. В темно-каштановой
почве эта тенденция выражена слабее, а в красноземе она совсем
не прослеживается. Эта тенденция ярче выражена в
поверхностных горизонтах. В большинстве почв плотность сложения
агрегатов с глубиной возрастает, а в черноземе мощном типичном она
несколько уменьшается. Последнее обстоятельство, вероятно,
связано как с неоднородностью исходной лессовидной породы,
проявляющейся в большей пористости нижних горизонтов, так и с тем,
что в процессе почвообразования, характеризующемся гумусона-
коплением, часть порового пространства в верхних горизонтах
почвы заполняется гумусом. Плотность сложения агрегатов
значительно выше плотности сложения сухой почвы в ее ненарушенном
сложении. С плотностью сложения агрегатов тесно связана их
пористость (табл. II.8). В одних почвах (дерново-подзолистая,
чернозем) отмечается достоверное понижение пористости с
уменьшением размера агрегатов. В других же (темно-каштановая,
краснозем) пористость однозначно не связана с размером агрегатов.
Если в темно-каштановой почве пористость агрегатов крупнее
5 мм практически не зависит от их размеров, а в агрегатах мельче
5 мм происходит постепенное понижение пористости, то в
красноземах пористость агрегатов всех размеров колеблется в довольно
узком интервале независимо от их размера. Пористость отдельных
агрегатов любого размера ниже общей пористости почв.
Прочность агрегатов (рис. 11.15) уменьшается с увеличением
размеров агрегатов, что связано как с увеличением их пористости
и, следовательно, с уменьшением площади контактов в агрегате,
97

Таблица И.7
Плотность агрегатов разного размера, 10* жгм"8
Горизонт,
глубина, см
Размер агрегатов, мм
10-7
7-5
5-3
3-2
2-1
Плотность
сложения
сухой почвы
в целом
Agar (10—20)
А2 (27—31)
А2В1 (35—45)
81 (45—55)
82 (55-65)
Дерново-подзолистая
1 1,47
1,64
1,65
1,83
1,84
1,55
1,66
1,72
1,88
1,88
1,58
1,69
1,75
1,89
1,93
почва
1,61
1,70
1,78
1,93
1,95
1,69 1
1,74
1,83
1,95
1,94
1,32
1,45
1,57
1,44
1,70
АДА1
а!
В1
В2
вв
5-15)
(15—25)
(60—70)
(90—100)
(>130)
Серозем мощный типичный
I 1,52
1,42
1,52
1,35
1.47
I 1,64
1,48
1,55
1,35
1,31
1,68
1,68
1,71
1,58
1,47
1,74
1,70
1,73
1,52
1,54
1,70 I
1,75
1,62
1,61
1,64
1,16
1,11
1,21
1,25
1,34
А (2-25)
81 (26—35
82 (36—53)
С (56—75)
Темно-каштановая почва
I 1,79
1,87
1,90
1,95
1,73
1,84
1,89
1,92
1,77
1,88
1,90
1,92
1,80
1,89
1,94
1,94
1,80 1
1,90
1,95
1,95
1,28
1,44
1,65
1,75
А„ах (10-20)
1 (25-35)
2 (40—50)
С (80-90)
1 1,08
1,38
1,60
1,49
Краснозем типичный
0,95
1,37
1,62
1,49
1,06
1,41
1,60
1,50
0,97
1,34
1,64
1,48
1,06 1
1,35
1,66
1,51
0,67
0,85
1,00
0,92
так и с возрастанием неоднородности по мере увеличения
агрегатов. В более крупных агрегатах чаще встречаются нарушения в их
строении (отдельные крупные пустоты, микротрещины, ЭПЧ
крупных размеров), о чем свидетельствует увеличение коэффициента
вариации с увеличением размера агрегатов. Агрегаты крупнее
5 мм неводоустойчивы и распадаются на фрагменты всех
размеров в количествах, равных среднему образцу почвы.
Расчленение почвенной массы на макрофрагменты играет
важную роль в механизме образования агрегатов.
§ 3. Агрономически ценная структура почвы
Агрономически ценной считают такую структуру почвы, в
которой механически прочные, водоустойчивые и пористые агрегаты
представлены зернистыми и мелкокомковатыми отдельностями.
98

Таблица II.8
Порозность агрегатов разного размера, %
Горизонт,
глубина, см
Размер агрегатов, мм
10-7
7-5
5-3
3-2
2-1
Пористость
общая почвы
в целом
А„ах (10—20)
А2 (27-31)
А2В1 (35-45)
81 (45-55)
82 (55-65)
йА1
В1
В2
ВС
А
В1
В2
С
?(5-15)
(15-25)
(60—70)
(90—100)
(>130)
■(2-25)
(26—35)
(36-53)
(56—75)
Дерново-подзолистая
1 44,5
38.5
38.6
32,2
32.0
41.7
37,8
36,1
30,9
30,3
40,5
36.5
35,1
29,3
28,7
почва
1 39,6
36,0
33,9
28.7
27,6
36.5 |
34.7
31,8
27.6
27,4
Чернозем мощный типичный
1 40,1
37,1
42,7
49,5
45,5
38,4
31.9
41,5
49,1
49,1 .
32,3
30,1
35,3
42,7
45,5
27,4
27,5
34,6
44,6
43,1
27,2 1
29,3
33,2
40,1
40,9
Темно-каштановая почва
1 34,2
30,4
29,9
28,0
34,9
31.2
30,3
29,0
33,3
29,8
29,9
29,2
32,2 1
29,5
28,3
28,5
31.9 |
29.1
28.1 1
28,2 Г
50,4
45,6
41,6
46,7
37,0
57,8
55,5
54,0
53,4
55,4
52,0
46,0
39,0
35,0
Апах (Ю-20)
В1 (25-35)
В2
ВС
(40-50)
(80—90)
1 58,3
50,1
43,0
47,3
Краснозем типичный
63,1
50,4
42,3
47.0
I 59.1
48,9
42,9
46,9
1 62,3
51,4
41,7
47,5
59.7 I
51,2
41,0
46,3
74,0
69,2
64,4
67,6
Условно принято, что размер этих агрегатов колеблется в
пределах от 10 мм до 0,25 мм. Однако приведенные в предыдущем
разделе результаты исследований Т. Н. Початковой (1985)
показывают, что за исключением незначительного увеличения объема
очень крупных пор физические свойства практически не меняются
с изменением размера агрегатов крупнее 5 мм, а сами агрегаты
характеризуются незначительной прочностью и слабой
водоустойчивостью. Поэтому целесообразно принять за агрономически
ценные агрегаты с размерами от 5 мм до 0,25 мм. Это обусловливает
их более равномерную упаковку при вспашке и в конечном счете
приводит к созданию пахотного горизонта с оптимальной
структурой порового пространства, сочетающей сравнительно крупные
межагрегатные поры, по которым происходит фильтрация воды
в почву и совершается газообмен, со значительным объемом
средних по размерам пор, в основном удерживающих и проводящих
99

почвенную влагу. Механическая прочность агрегатов и их
водоустойчивость способствуют сохранению этого соотношения пор во
времени под воздействием погодных условий и
сельскохозяйственного использования.
Н. А. Качинский (1965) обратил внимание на то, что при
оценке оптимальных размеров агрегатов не может быть каких-либо
единых для всех почвенно-кли-
матических зон размеров. Чем
сырее зона, тем крупнее должны
быть оптимальные размеры агре-»'
гатов, чтобы создать более
крупные поры и обеспечить лучшую
водо- и воздухопроницаемость,
а для заболоченных
территорий — и водоотдачу. Наоборот,
в засушливых и сухих зонах, где
надо сохранить влагу и где
аэрация в избытке, оптимальные
размеры агрегатов могут
приближаться к размеру песчаных
зерен. Однако здесь может
проявляться другой ограничивающий
фактор — дефляция пахотного
слоя. Францессон (1963)
показал, что на черноземных почвах
только агрегаты крупнее 2 мм
могут служить эффективным защитным, противоэрозионным слоем.
Менее эффективна роль агрегатов размером 2—1 мм и совсем
незначительна у агрегатов менее 0,5 мм.
§ 4. Влияние структуры на свойства почв, их режимы
и плодородие
Со структурой твердой фазы почвы тесно связаны структура
ее порового пространства и распределение пор по размерам. В
порах совершаются все физические, химические и биологические
процессы. В них создаются необходимые для растений запасы
воды и содержится почвенный воздух. По порам поступает вода
в почву и перемещается в них. Большая инфильтрационная
способность почв способствует понижению или прекращению
поверхностного стока и, следовательно, приводит к снижению
водной эрозии почв. К тому же увеличение размеров агрегатов тоже
способствует сохранению плодородного слоя почвы как от водной,
так и от ветровой эрозии почв. Благоприятное соотношение пор
обеспечивает оптимальные условия водного и воздушного режимов
почв, способствует поступлению в почву необходимых количеств
кислорода и удалению из почвы углекислого газа. Структура
влияет на механические свойства почв, прорастание семян
растений, рост и распространение в почве корней.
б,кПа
2 4 6
Размер агрегатод, мм
Рис. 11.15. Механическая прочность
агрегатов в зависимости от их
размеров:
1 — дерново-подзолистая почва,
2 — чернозем типичный мощный,
3 — краснозем
100

Агрегирование почв приводит к увеличению их порового
пространства и улучшению его структуры, т. е. созданию
благоприятного распределения пор по размерам. Отсюда и понятен интерес
исследователей и технологов сельскохозяйственного производства
к вопросам структуры почв на агрегатном уровне. В сущности,
только с помощью структуры почв можно управлять пористостью
и физическими свойствами почв, а также протекающими в них
процессами. Пористость ЭПЧ при плотной упаковке составляет
25—26% от объема фракции. Микроагрегирование приводит к
тому, что пористость возрастает до 40—50%, а при
макроагрегировании она достигает 60%.
Таким образом, утрата почвой агрегированности приводит
к уменьшению порового пространства и, что особенно плохо,
к ухудшению его структуры, к нарушению благоприятного
соотношения между порами различного размера. Прежде всего
сокращается объем пор, по которым происходит инфильтрация воды
в почву и совершается газообмен, т. е. аэрация почвы; возрастает
количество тонкокапиллярных пор, по которым вода быстрее
подается к поверхности почвы и испаряется. Создаются условия для
развития процессов эрозии. Нарушение аэрации в почве приводит
к преобладанию анаэробных процессов, способствующих
возникновению в почве токсических для растений веществ. На пашне
с деградированной структурой сильнее сказывается отрицательное
действие тяжелых тяговых, почвообрабатывающих и
транспортных средств.
§ 5. Коркообразование на поверхности почвы
Агрегаты, находящиеся на поверхности почвы, наиболее
уязвимы для действия разрушающих сил. Они разрушаются и
расплываются во время смачивания и могут образовывать гладкий слой
диспергированной грязи, иногда толщиной в несколько
сантиметров, которая закрывает почвенные макропоры и задерживает
таким образом инфильтрацию воды в почву и газообмен между
почвой и атмосферой, т. е. понижает аэрацию. Во время сушки
этот слой сжимается и становится плотным. Жесткая корка
мешает проникновению проростков семян и разрывает корешки
проростков в процессе образования характерной полигональной сетки.
Влияние коркообразования на проростки зависит от толщины
и прочности корки, а также от размера семян и энергии их
прорастания. В почвах с сильным коркообразованием можно часто
наблюдать, что появление проростков происходит только через
трещины между фрагментами корки, в то время как
многочисленные неудачные проростки остаются погребенными под жесткими
участками корки. Прочность корки возрастает, по мере того как
понижается интенсивность сушки и возрастает степень
коллоидного диспергирования. По мере того как вода испаряется,
поверхность почвы обогащается относительно высокой концентрацией
натриевых солей и, следовательно, высоким содержанием натрия
101

в поглощающем комплексе. Последующая инфильтрация
дождевыми или оросительными водами приводит к вымыванию солей,
но содержание обменного натрия остается высоким. В результате
высокое содержание натрия в поглощающем комплексе и низкая
концентрация солей приводят к коллоидальному диспергированию
и образованию плотной корки.
§ 6. Пути сохранения и улучшения агрономически ценной
структуры почв
Повышение агрономической ценности структуры почв, ее
сохранение и улучшение направлены прежде всего на создание
оптимального агрегатного состава, на повышение механической
прочности и водоустойчивости агрегатов.
Рассмотренные в § 1 условия и механизмы формирования
агрегатов позволяют найти рациональные приемы поддержания,
улучшения, а в некоторых случаях и создания агрономически ценной
структуры почв.
Одним из наиболее доступных технологических приемов
сохранения и улучшения структуры почв является своевременная, т. е.
при оптимальной влажности, культурная вспашка почв. Однако
влияние вспашки неоднозначно. С одной стороны, вспашка
разрыхляет почву и способствует образованию агрегатов
необходимых размеров, но, с другой стороны, переворачивая пласт,
выносит на поверхность агрегаты, которые, подвергаясь действию
дождевых капель и текущей воды, разрушаются. В процессе оборота
пласта происходит сдвиг почвы в подпахотном слое, в результате
чего образуется уплотненная плужная подошва. Кроме того,
вспашка способствует более быстрому разложению органического
вещества и потере гумуса, приводящей к понижению
водоустойчивости агрегатов.
Системы минимальной и нулевой обработки, в которых
сорняки уничтожают гербицидами, уменьшают разрушение агрегатов,
но, с другой стороны, в них постепенно увеличивается плотность
сложения сухой почвы. Это приводит к потере наиболее крупных
пор, которая отчасти компенсируется непрерывностью порового
пространства, обусловленной остающимися неразрушенными
ходами червей и путями распространения корней.
Минимальная, или безотвальная, обработка особенно
эффективна в качестве приема по охране почв от эрозии, но возникают
другие проблемы, связанные с увеличением числа насекомых,
грибных паразитов и сорняков и с трудностью борьбы с ними.
Обычная обработка предпочительнее для культур, которым
необходим ранний рост и сильное развитие корней.
Существенное влияние на улучшение агрегатного состава
почв и повышение водоустойчивости агрегатов оказывает
включение в севооборот, конечно в разумных размерах, многолетних
трав, имеющих мощную тонковолокнистую корневую систему,
например таких, как клевер и люцерна.
102

Долгое время полагали, что внесение навоза в почву решает
все вопросы улучшения структуры почв. Однако многочисленные
полевые опыты показали, что применение навоза в небольших
дозах, рассчитанных лишь на его использование в качестве
добавки к минеральным удобрениям, не оказали заметного влияния
на агрегирование почвы. Необходимо отметить, что применение
навоза следует рассматривать не столько как источник
дополнительного питания растений и повышения микробиологической
активности почв, сколько как источник пополнения запасов гумуса
в почвах — основного цементирующего почвенные агрегаты
материала. Потери гумуса при интенсивном сельскохозяйственном
использовании почв сказываются прежде всего на понижении
водоустойчивости агрегатов, их разрушении и общем ухудшении
структуры почвы. Для пополнения запасов гумуса, достаточных
для использования его в качестве материала, способствующего
агрегированию почв и улучшению их структуры, необходимо
систематическое внесение больших доз навоза. Однако механизм
влияния навоза на агрегирование почв и улучшение их
физических свойств остается еще во многом неясным и требующим
дальнейшего изучения.
Очевидно, навоз проявляет многостороннее влияние на
повышение агрономической ценности структуры почв. Он активизирует
микробиологическую деятельность почвы и служит источником
органического вещества для образования гумуса, который и
связывает ЭПЧ и микроагрегаты почвы. Действуя как удобрение,
навоз способствует мощному развитию корневой системы растений
и через нее образованию агрегатов.
Ранее было отмечено, что гумусовые кислоты и другие
продукты микробиологического разложения органического вещества
в почвах представляют собой полимеры естественного
происхождения, которые путем различных механизмов (см. гл. 2, § 2)
связывают ЭПЧ и покрывают поверхности почвенных
агрегатов.
Интенсивное сельскохозяйственное использование почв
приводит к ускоренной потере органических веществ в почве и
разрушению полимеров естественного происхождения. Их пополнение за
счет навоза не всегда возможно из-за его нехватки в условиях
современного содержания скота. Поэтому исследователи пытаются
использовать различные искусственно синтезируемые органические
полимеры с большими, гибкими молекулами, оказывающими
такое же влияние на связывание ЭПЧ и микроагрегатов, как и
органические полимеры естественного происхождения. Внесение
полимеров в почву, повышающих устойчивость агрегатов и
способствующих их образованию, иногда называют искусственным струк-
турообразованием, а вносимые вещества структурообразователя-
ми, что не вполне соответствует смыслу применяемого приема.
В сущности, речь идет об улучшении почвенной структуры, а не
о ее создании. Поэтому правильнее называть эти
высокомолекулярные соединения почвенными кондиционерами.
103

Впервые эти вещества начали применять для практических
целей в начале 50-х гг. нашего столетия под коммерческим
названием крилиумы. В эту группу входили гидролизованный поли-
акрилонитрил (ГПАН) и сополимер винилацетата и малеиновой
кислоты (ВАМК). При полимеризации в мономере акрилонитрила
СНг = СНСН разрываются двойные связи и образуется полиакри-
лонитрил [СН2 = СНС]Л. В процессе гидролиза к каждому
мономеру акрилонитрила добавляется 2Н2О и образуется полиакрилат
аммония.
Схема гидролиза полиакрилонитрила:
[п г-сн2-сн п
-сна-сн- I
<Jn +2НЧ сс° •
Jn L ONH4 J«
Впоследствии были предложены в качестве почвенных
кондиционеров поливинилацетат (ПВА), поливиниловый спирт (ПВС),
полиакриловая кислота (ПАК), полиакриламид (ПАА) и многие
другие вещества, среди которых побочные продукты пищевой и
целлюлозно-бумажной промышленности, например лигносульфо-
наты. Механизмы взаимодействия полимеров с поверхностью
твердой фазы почв рассмотрены в обобщенном виде в гл. 2, § 2.
Некоторые из этих высокомолекулярных соединений диссоциируют по
связям активных функциональных групп, поэтому в результате
отдиссоциации анионов и катионов образуются полианионы или
поликатионы. Эти полиэлектролиты взаимодействуют с
отрицательными или положительными зарядами на поверхности почвенных
частиц и связывают последние. Неионогенные полимеры
связывают почвенные частицы с помощью водородных связей и сил Ван-
дер-Ваальса. Некоторые из этих полимеров применяют в водно-
растворимой форме, другие — в виде эмульсий. Существенное
влияние на эффективность применяемых полимеров оказывает
их молекулярная масса или длина полимерной цепи. Схамп
(Schamp, 1971) нашел, что для агрегирования почв оптимальная
молекулярная масса полимера близка к 106. Это связано с тем,
что в естественных условиях крупные молекулы полимеров,
блокируя входы в тонкие поры, препятствуют их проникновению в это
пространство и исключают возможность их контакта с
поверхностью ЭПЧ. Цепочки полимеров рассеяны в почвенных агрегатах
отдельными зонами, а не покрывают всю поверхность ЭПЧ.
При обработке полимерами сухой почвы они легче проникают
в те места, где частицы отделились друг от друга в результате
набухания или механического перемещения. В то же время распад
агрегатов происходит прежде всего в тех местах, где связь между
частицами оказалась наиболее слабой. Поэтому именно эти места
и занимаются в первую очередь полимерами, что приводит к
повышению устойчивости агрегатов и их упрочнению при сравнитель-
104

но небольших дозах полимеров (0,05—0,1% от массы почвы).
Диффузное распределение полимеров в агрегатах (см.
рис. 11.14) позволяет объяснить, почему присутствие полимеров
ие сказывается на набухании агрегатов и распределении пор по
размерам, почему размещение полимеров в агрегатах не приводит
к заметным пространственным перераспределениям ЭПЧ в них.
На первых порах с применением полимеров связывали большие
надежды на скорое решение проблемы улучшения структуры и
физических свойств почв. Однако вскоре стало ясно, что это очень
дорогостоящий прием и поэтому интерес к нему пропал. В то же
время основная идея этого приема вполне разумна и
многообещающа. Подтверждение этому можно видеть в том, что в последнее
время вновь возрождается интерес к этой проблеме, но уже на
более осторожной основе с детальным изучением механизма
взаимодействия полимера с почвой и с учетом стоимости этого приема.
Полимеры успешно применяли для борьбы с почвенной коркой,
для повышения инфильтрации воды и борьбы с эрозией почв.
Битумные эмульсии в легких почвах размещаются в
пространстве вокруг контактов между частицами и, осаждаясь при
высыхании почв, служат устойчивым звеном между частицами (De Boodt,
1972). В зависимости от влажности почв, при которой вносят
битумные эмульсии, можно создавать агрегаты заданных размеров.
Несколько модифицировав эти эмульсии, их можно применять
в качестве гидрофобизаторов, предохраняющих почвы от
поверхностного коркообразования, возникающего под действием дождя.
Для улучшения структуры солонцов и солонцеватых почв
применяют гипсование. В этом случае обменный натрий замещается
на кальций.
В кислых почвах в ряде случаев положительное влияние на
улучшение структуры оказывает известкование. Несмотря на то
что этот прием широко применяют для борьбы с кислотностью
почв, он остается еще недостаточно изученным с точки зрения
использования его для улучшения структуры и физических свойств
почв. Стокер (Stocker, 1975) обнаружил, что устойчивость
агрегатов сильно возрастала при дозах извести около 4%.
§ 7. Методы изучения агрегатного состава почв
Прежде всего необходимо знать распределение агрегатов по
размерам. Разделение агрегатов на фракции и их классификация
неизбежно влекут за собой разрушение естественного структурного
состояния почвы. Поэтому очень важно подобрать и применить
для этого такие усилия, которые бы не разрушали собственно
агрегатов. Следовательно, определение распределения агрегатов по
размерам зависит от механических усилий, применяемых для
разделения агрегатов.
По-прежнему основными остаются методы просеивания почвы
через набор сит. Методы, конечно, грубые, но лучшие результаты
получаются при стандартизации размаха ц частоты качаний, дли-
105

тельности процесса просеивания. К тому же отверстия сит часто
засоряются. В настоящее время предпринимаются попытки
стандартизировать условия просеивания с помощью электрических
ротаторов, минимализирующих влияние личности исследователя
на результаты анализа.
Сухое просеивание при агрегатном анализе лучше проводить
при естественной влажности почв. В то же время образцы должны
быть достаточно сухи, а при их взятии необходимо быть
максимально осторожным для того, чтобы избежать разрушения
естественных агрегатов. В Советском Союзе для агрегатного анализа
используют набор сит с отверстиями 10; 7; 5; 3; 2; 1; 0,5; 0,25 мм.
Таблица П.9
Агрегатный состав почв (сухое просеивание), %
Горизонт,
глубина, см
>!0
Размер агрегатных фракций, мм
10-7
7-5 1 5-3
3-2
2-1
1-0,5 j 0,5-0.25
<0.25
А„ах (Ю-20)
А2 (27—31)
А2В1 (35-45)
B1J (45-55)
В2 (55-65)
Дерново-подзолистая почва
1 33
—
15
24
47
14
6
14
15
15
9
8
12
15
12
1. Ю
12
16
21
13
1 6
8
8
10
6
7
8
7
8
4
4
13
7
2
,1
4 1
12
7
2
1
13
33
14
3
1
АДА1 (5-15)
AT (15-25)
81 (25-35)
82 (90-100)
ВС (>130)
1 4
25
31
30
27
Чернозем мощный типичный
1 И
5
9
8
9
7
7
9
8
9
20
16
12
И
11
16
12
9
8
9
1 22
14
11
11
10
7
6
6
7
7
7 1
6
6
7
7
6
9
7
10
И
А1 (2—25)
81 (26-35
82 (36—53)
С (56—75)
Темно-каштановая почва
1 48
41
66
65
6
8
9
10
7
9
6
6
9
16
7
7
9
11
5
3
14
9
4
4
3
2
1
1
з 1
2
1
2
Апл (10-20
81 (25—35)
82 (40—50)
ВС (80—90)
Краснозем типичный
1 2
24
18
10
8
9
15
11
6
7
11
10
14
14
13
21
14
12
12
16
1 26
17
17
21
9
6
6
4
14 |
7
6
5
7
4
2
2
Распределение агрегатов по размерам выражают либо в
табличном виде (табл. II.9), либо в виде кривых распределения или
гистограмм (рис. 11.16).
106

В ряде случаев возникает необходимость характеристики
распределения агрегатов по размерам одним параметром, которым
можно было бы коррелировать с различными процессами
^(например, с эрозией почв, испарением, инфильтрацией, аэрацией).
Широко используется для этих целей средневзвешенный диаметр, ос-
«U25 >70
0,25 Ц5 1 2 3 5 7 70
I
*0,25
0,25 0,5 1 2 3 5 7 Ю
Л
Рис. 11.16. Агрегатный состав гор. А1 чернозема типичного мощного:
I — сухое просеивание; II — мокрое просеивание
(по оси ординат — содержание фракций, %)
нованный на взвешивании масс разных по размеру классов
агрегатов по их соответствующим размерам. Таким образом,
средневзвешенный диаметр X определяется следующим уравнением:
Х= £ xcmh
(11.20)
*=i
где Xi — средний диаметр фракции агрегатов i-того размера;
mi — масса агрегатов в этой фракции как часть общей сухой
массы взвешиваемого образца. При этом суммируются количества
всех агрегатов, включая и агрегаты мельче, чем самое тонкое
сито.
Мазурак (Mazurak, 1950) предложил использовать в качестве
показателя распределения агрегатов по размеру геометрический
средний диаметр /, который рассчитывается по уравнению
У = ехр
(11.21)
В большинстве почв агрегаты имеют лог-нормальное
распределение, которое можно характеризовать геометрическим средним
диаметром и логарифмическим стандартным отклонением
(Gardner, 1956).
107

Однако для характеристики структурного состояния почв не*
достаточно знать только распределение агрегатов по размерам
в какой-то определенный момент времени, так как агрегатный
состав — очень динамичная, изменяющаяся во времени
характеристика. Агрегаты периодически образуются, разрушаются и
перестраиваются. Например, свежевспаханное поле может сохранять
в течение некоторого времени близкое к оптимальному
расположение агрегатов разного размера с большими межагрегатными
порами, благоприятствующими инфильтрации и аэрации. Однако
это состояние часто бывает кратковременным. Агрегаты начинают
быстро распадаться, так как почва подвергается воздействию
разрушающих сил, возникающих в результате периодически
повторяющихся дождей и сухих промежутков времени. Многократное
перемещение по полю сельскохозяйственных машин, особенно
тяжелых, тоже способствует разрушению агрегатов на поверхности
почвы и ее уплотнению на определенную глубину.
Конечно, степень этих изменений структуры почвы зависит от
того, насколько она устойчива по отношению к приложенным
извне разрушающим силам.
Устойчивость агрегатов— важная характеристика агрегатного
уровня структурной организации почв — выражается в
сопротивлении агрегатов распаду под действием потенциально возможных
разрушающих сил.
Устойчивость почвы нельзя измерить в абсолютных
выражениях, так как реакция почвы на действующие силы зависит не
только от самой почвы, но также в большей степени от природы
сил и способа их приложения. Скорее, это относительное и
субъективное понятие. Однако это не уменьшает его значения.
Чтобы оценить устойчивость агрегатов, их образцы подвергают
воздействию сил, имитирующих явление, которое, вероятно,
происходит в естественных почвах в полевых условиях. Степень
устойчивости оценивают либо по доле массы первоначального
образца, которая противостояла разрушению и сохранила свою
физическую целостность, либо по доле, которая появилась в результате
разрушения, используя при этом произвольные, но
воспроизводимые критерии (например, массу агрегатов мельче 0,25 мм).
Механическую устойчивость, или прочность, агрегатов можно
измерять их сопротивлением продолжительному сухому
просеиванию или сопротивлением разрушающим силам. Последние можно
применить статически, т. е. сжатием фракции агрегатов между
двумя пластинами, или динамически путем падения агрегатов
с определенной высоты на жесткую поверхность. Энергию
разрушения агрегатов в этом случае определяют по уравнению
E = mghn, (II.22)
где п — число падений почвенного агрегата массой m с высоты
h при ускорении силы тяжести g.
Однако понятие «устойчивость агрегатов» чаще применяют
в связи с разрушающим действием воды. В этом случае говорят
108

о водоустойчивости агрегатов. Классическим и преобладающим
методом определения водоустойчивости остается мокрое
просеивание. Этот метод был предложен в 1928 г. А. Ф. Тюлиным и позже
изменялся большим числом исследователей как в Советском
Союзе, так и за рубежом. Существо метода состоит в том, что на
самое верхнее сито колонки, состоящей из сит разного размера,
помещают образец почвы или фракций агрегатов и опускают
в воду, имитируя затопление. Далее сита вертикально и ритмично
качают так, чтобы вода протекала через сита с агрегатами вверх
и вниз. Этим самым имитируется действие текущей воды. В конце
определенного периода просеивания (обычно 20 мин) колонка сит
удаляется из воды и определяют абсолютно сухой вес материала,
оставшегося на каждом сите. Возможные примеси песка, гальки
и т. п. определяют отдельно и вычитают из процентного
содержания отдельных фракций. Кимпер (Kemper, 1965) предложил
следующую формулу для расчета водоустойчивости агрегатов (ВА)
в процентах:
ВА — 10П. (оставшийся вес) и (вес песка) /119^
(общий вес образца)—-(вес песка)]
Очевидно, что процент ВА зависит от периода времени
качаний агрегатов в воде. Рассел и Фенг (Russel, Feng, 1947) нашли
для этого следующую зависимость:
lg(%BA)=a-&.lg*, (II.24)
где t — время качаний, а — логарифм первоначального веса
образца, Ъ — наклон прямой, показывающей зависимость между /
и числом качаний.
В качестве показателя устойчивости агрегатов иногда
используют разность между средневзвешенными диаметрами агрегатов,
полученных в результате сухого и мокрого просеивания. Важным
этапом в методике мокрого просеивания является начальное
смачивание. Быстрое погружение в воду сухих агрегатов приводит
к их быстрому разрушению защемленным воздухом. Устойчивость
повышается, если агрегаты постепенно смачивают путем
капиллярного подтока, когда их в течение определенного времени
выдерживают на смоченной поверхности или, еще лучше, если эту
операцию проводят в вакууме для удаления защемленного
воздуха.
Д. Г. Виленский (1945) предложил капельный метод,
основанный ка имитации дождя. Отдельные агрегаты подвергаются
воздействию капель воды, падающих с определенной высоты. По
числу капель воды, затраченных на разрушение агрегата, или по доле
массы агрегата, оставшейся после определенного периода времени»
судят о водоустойчивости агрегатов.
Лучше, когда агрегированную поверхность почвы в полевых»
условиях подвергают воздействию искусственного дождя с контро-
109

лируемыми размерами капель и скоростью их падения. В качестве
показателя устойчивости почвенной структуры используют
сравнение водопроницаемости почвы с ее проницаемостью по отношению
к инертным жидкостям, не влияющим на структуру почв.
Глава 5
плотность и пористость почвы в целом
§ 1. Плотность почвы
Плотность твердой фазы почвенных горизонтов и слоев
складывается из плотностей ЭПЧ и зависит от их минералогического
и химического состава.
Плотность сложения сухой почвы в почвенных горизонтах или
слоях зависит от гранулометрического состава и агрегированнос-
ти почв, от плотности сложения агрегатов и характера их
упаковки. Это очень динамичная и вместе с тем информативная
величина, так как дает представление о соотношении твердой части и
пустот в почве. Поэтому ее широко используют как при почвенно-
генетических исследованиях, так и для агротехнической и почвен-
но-мелиоративной оценки почв. Эта величина необходима и для
расчета запасов в слое почвы, воды, солей, гумуса, питательных
элементов.
В целом плотность сложения сухой почвы вниз по профилю
возрастает. Это связано с давлением вышележащей толщи почвы
на нижележащие слои. Однако иногда эта тенденция нарушается
появлением слоев с повышенной или пониженной плотностью, что
может быть следствием как особенностей почвообразовательного
процесса (иллювиальные и элювиальные горизонты), так и
исходной неоднородности почвообразующей породы (табл. 11.10). В
обрабатываемых почвах встречаются прослойки с повышенной
плотностью в подпахотных горизонтах, так называемая плужная
подошва. Она возникает в результате давления
почвообрабатывающих орудий на почву при систематической вспашке на одну и ту
же глубину.
Плотность твердой фазы почвы (табл. 11.11) тоже несколько
возрастает вниз по профилю, но это связано с преобладанием
в верхних горизонтах легких органических компонентов. В нижних
горизонтах в некоторых почвах возрастает количество тяжелых
минералов, что особенно проявляется в красноземе.
Плотность сложения сухой почвы сравнительно легко
определяется в полевых условиях, поэтому ее широко применяют в
качестве обобщенного показателя физического состояния почвы и
оценки его пригодности для возделывания сельскохозяйственных
культур.
А. Г. Бондарев (1985) предложил следующую шкалу
оптимальных показателей плотности сложения почв для большинства
возделываемых культур в (103 кг-м"3):
110

Таблица НЛО
Агрегатный состав почв (мокрое просеивание), %
Горизонт,
глубвна, см
Размер агрегатных фракций, мм
7-6 5-3
3-2
2-1
1-0,5
0,5-0,25
<0,25
А„ах (10—20)
А2 (27—31)
А2В1 (35—45)
81 (45-55)
82 (55-65)
АДА1 (5—15)
** (15-25)
AT
В1
В2
ВС
(60-70)
(90—100)
(>130)
Дериово-подэолистая почва
| нет
»
»
»
»
2,3
нет
>
»
>
2,0
0,6
1.2
0,8
2,2
2,2
1,6
1.6
1.5
2,2
6,3
5,7
5.3
4.1
6,1
13.8 1
13,7
19,1
18,1
25,4
Чернозем мбщный типичный
| нет
»
»
»
»
8,8 1
1,7
1.2
3,8
3,7
8,1
3,3
1.8
3,3
0,9
15,1
10,9
7,5
7.1
2,5
17,9
23,4
20,9
12,7
4,9
15,2 1
19,1
14,8
17,1
10,3
73,4
78,4
72,8
75,5
64,1
34,9
41,6
53,8
56,0
77,7
Темно-каштановая почва
А
В1
В2
С
(36-53)
(56-75)
(10—20)
А'Г (25-35)
В2 (40-50)
ВС (80—90)
1 П.2
1.6
0,6
0,3
7,8
4,2
2,1
0.7
9,9
10,2
5,9
2,5
13,9
23,1
13,9
6,5
14,9
16.8
15,9
4,7
U.5 I
16,8
21,5
24,5
Краснозем типичный
1 9.6
1.4
0,1
нет
8.2
4.5
1,1
1,4
8,4
8,5
3,9
4,5
21,2
29,9
27,1
30,3
11.8
17,6
16,8
19,7
15,5 1
21,2
22,4
26,6
30,7
27,2
39,68
53,6
25,3
18,8
28,6
17,5
глинистые и суглинистые 1,0—1,30;
легкосуглинистые 1,10—1,40;
супесчаные 1,20—1,45;
песчаные 1,25—1,60.
Нижние пределы плотности оптимальны для более
требовательных культур.
Основным методом измерения плотности сложения сухой
почвы является буровой метод. Предложено много различных
конструкций буров. К сожалению, в этом методе не учитывается то
обстоятельство, что в тяжелых и средних по гранулометрическому
составу набухающих почвах пористость изменяется с изменением
влажности почв. В результате получают заниженные величины
плотности.
Этот недостаток устраняется в разрабатываемом в настоящее
время гаммаскопическом методе определения плотности почв. Этот
ill

Таблица 11.11
Плотность н пористость почв
Горизонт,
глубина, см
Плотность
твердой фазы
почвы
Плотность|
сложения
почвы
-Мо»
Пористость, %
общая
агрегатная

межагрегатная
агрегатная
средневзв.
Апах (Ю—20)
А2 (27-31)
А2В1 (35-45)
81 (45-55)
82 (55-65)
2,66
2,67
2,69
2,70
2,70
Дерново-подзолистая почва
1 1,32
1,45
1,57
1,44
1,70
50,4
45,6
41,6
46,7
37,0
37,5
36,0
31,7
22,8
26,7
12,3 1
9,6
9,9
23,9
10,3
41,2
36,1
35,2
30,0
29,8
АДА1 (5-15)
А1 (15-25)
81 (60—70)
82 (90—100)
ВС (>130)
2,62
2,61
2,63
2,68
2,64
Чернозем мощный типичный
1,11
1,16
1,21
1,25
1,34
57,8
55,5
54,0
53,4
55,4
19,1
20,8
27,0
38,2
39,7
1 38,7 1
34,7
27,0
15,2
15,7
30,3
31,0
37,1
44,7
45,0
Темно-каштановая почва
А
В1
В2
С
(2-25)
(26-35)
(36-53)
(56-75)
2,65
2,68
2,71
2,71
1,28
1,44
1,65
1,75
52,0
46,0
39,0
35,0
34,0
31,0
30,0
29,0
18,8
15,0
9,0
6,0
Краснозем типичный
2,58
2,76
2,81
2,82
0,67
0,85
1,00
0,92
74,0
69,2
64,4
67,4
46,3
43,5
25,9
29,9
27,7
25,7
38,5
37,5
60,2
58,3
42,1
47,9
АМх (Ю—20)
81 (25-35)
82 (40-50)
ВС (80—90)
метод основан на поглощении гамма-лучей в почвенном материале.
Так как энергия гамма-пучка уменьшается в результате
поглощения почвой и водой, интенсивность прошедшего гамма-луча
обратно пропорциональна сумме масс почвы и воды на единицу объема*
Таким образом, при использовании гамма-метода необходимо
измерять отдельно либо общую плотность высушенной пробы, либо
содержание влаги в ней. Подробно теория гаммаскопического
метода изложена при рассмотрении методов определения влажности
почв (часть III).
Плотность твердой фазы почв определяют пикнометрически.
112

§ 2. Пористость почвы
Общая пористость почв показывает, какую долю в общем
объеме почвы составляет объем пор. Для ее расчета используют
уравнение (1.6).
Пористость — функция структуры почвы, поэтому роль и
значение порового пространства в функционировании почвы
рассмотрены в разделе, посвященном обсуждению влияния структуры на
свойства почв, их режимы и плодородие.
Общая пористость почв выше пористости агрегатов любого
размера, так как включает крупные межагрегатные поры. Вниз па
профилю почвы общая пористость уменьшается как за счет
сокращения межагрегатной пористости, так и вследствие уменьшения,
пористости агрегатов. В зависимости от свойств почвообразующей
породы и особенностей почвообразовательного процесса в
различных почвах и даже в их отдельных генетических горизонтах или
слоях может преобладать один или другой путь уменьшения
общей пористости. Например, в черноземе (см. табл. 11.11) это
происходит за счет понижения межагрегатной пористости с глубиной,
а в красноземе, наоборот, резко понижается вниз по профилю
почвы пористость агрегатов, в то время как межагрегатная
возрастает. В дерново-подзолистой и темно-каштановой почвах
уменьшаются вниз по профилю и пористость отдельных агрегатов и
межагрегатная пористость.
Н. А. Качинский (1965) предложил следующую шкалу оценки
общей пористости почв (%):
отличная (культурный пахотный слой) 65—55
удовлетворительная для пахотного слоя 55—50
неудовлетворительная для пахотного слоя <50
чрезмерно низкая характерна для уплотненных иллювиальных горизонтов
40—25.
Дифференциальная пористость. Значение общей пористости
огромно, но одна и та же ее величина может складываться из пор
самых разных размеров и форм. В почвах встречаются трещины,,
крупные поры (ходы землероев, истлевших корней), средние по
величине поры и, наконец, тонкие поры. Очевидно, что от
преобладающего размера пор будут в сильнейшей степени зависеть
гидрофизические характеристики почв, их воздушные свойства, жизнь,
и развитие биоты и корней растений. Поэтому уже давно в физике
почв делались попытки классифицировать почвенные поры по их.
размерам и свойствам. Еще в 1864 г. Шумахер предложил делить
порозность на общую, капиллярную и некаппилярную. Фагелер
(1930), Секера (1931) и Н. А. Качинский (1934) развили
представление об активных и неактивных порах. К первым отнесли
поры крупных размеров, полагая, что в них размещается
капиллярная и гравитационная вода, а к вторым — поры, занятые
связанной водой. Однако эти классификации были чисто
качественными, не связанными с размером пор. Следует отметить, что*
Н. А. Качинский (1965) предпринял интересную попытку количе-
113

ственной дифференциации порового пространства почв по
объемам, занятым различными категориями почвенной влаги.
Основные недостатки этой классификации состоят, во-первых, в том, что
при расчете объемов пор, занятых прочно- и рыхлосвязанной
водой, используются произвольные величины плотности этих
категорий воды и их границ (подробнее об этом смотрите в разделе
взаимодействие воды с почвой в ч. III), а во-вторых, в ней тоже
не учитывается размер пор. В то время как корневые волоски
растений могут активно распространяться лишь в порах с
диаметром крупнее 0,01 мм, а корешки — в порах крупнее 0,1 мм.
Простейшие и водоросли живут в порах с диаметром крупнее 0,02 мм,
.а бактерии — 0,001 мм. С размером пор связывают и их функции.
Подобно элементарным почвенным частицам поры в почве
представлены спектром размеров. Распределение объемов пор по
размерам — одна из основных структурных характеристик почвы.
Из изложенного выше
видно, насколько важно знать
распределение объемов пор
по размерам.
Для определения
распределения объемов пор по
размерам в пористых телах
с жесткой матрицей или в
почвах легкого
гранулометрического состава
применяют метод вдавливания в
поры несжимающейся
жидкости— ртути (метод
ртутной порометрии). При
определении распределения
тонких пор по размерам в
почвах тяжелого
гранулометрического состава)
применяют метод, основанный на
капиллярной теории (см.
ч. I, гл. 3, § 2). Обычно для
этого применяют воду, хотя
и были попытки
использовать неполярные жидкости
для того, чтобы путем
сравнения оценить возможное
влияние воды на изменение
структуры почвы. Несмотря
на то что при взаимодействии воды с почвой происходит
изменение структуры твердой фазы почв и, следовательно, структуры
порового пространства (особенно в набухающих почвах), для
расчета распределения объемов пор по размерам целесообразно
использовать кривую, характеризующую зависимость между
десорбцией воды и удерживающими ее силами (потенциалом воды), при-
Ю
Ю'2 10'
Диаметр пор мм
10°
Рнс. 11.17. Распределение объемов пор по
размерам в почве в целом и в агрегатах
разного размера (гор. А1 чернозема
типичного мощного):
1 — почва в целом.
Фракции агрегатов: 2 — 7—5 мм, 3 —
5—3 мм, 4 — 3—2 мм, 5 — 2—1 мм,
6 — 1—0,5 мм, 7 — 0,05—0,25
114

чем не только в области капиллярной конденсации, а во всем-
ее диапазоне влажностей, так как именно эти величины дают
представление о реальных эффективных размерах пор при данной
влажности. Для этого используют кривую, характеризующую
зависимость между потенциалом воды и ее содержанием в почве,
так называемую «основную гидрофизическую характеристику»
(подробнее об этом см. в ч. III, гл. 2, § 4) и по ней определяют
объемы пор и рассчитывают их размер по уравнению 1.68 на
участке кривой, определяемой методом сорбционного равновесия
с парами воды и по уравнению 1.84 во всем остальном диапазоне.
При этом необходимо принимать во внимание, что в таких
пленках или капиллярах поверхностное натяжение зависит от их
размеров. Следовательно, надежный расчет размеров пор можно
получить только в области высоких и средних влажностей. На
рис. 11.17 показаны примеры распределения объемов пор по
размерам для ряда почв и фракций их макроагрегатов. На них, в
частности, видно, что упаковка водоустойчивых агрегатов с
размерами от 5 до 0,25 мм приводит к наиболее благоприятной
структуре порового пространства, сочетающей достаточно большой
объем крупных межагрегатных пор, по которым происходит
фильтрация воды в почву и совершается газообмен, со
значительным объемом средних по размеру пор, в основном удерживающих
и -проводящих почвенную влагу.
В 1921 г. английский физик почв Б. А. Кин предложил
использовать для расчета распределения объемов пор по размерам
зависимость между давлением почвенной влаги и ее содержанием.
В 1928 г. американский ученый Ричарде это осуществил. В нашей
стране интересную работу по оценке распределения объемов пор
по размерам этим методом выполнил А. Г. Дояренко (1941).
Поскольку зависимость между давлением почвенной влаги и ее
содержанием широко использовали для расчета распределения пор-
по размерам, постольку и приборы, с помощью которых
определяли эту зависимость, назвали капилляриметрами.

Часть HI
ЖИДКАЯ ФАЗА ПОЧВЫ
Жидкая фаза почвы состоит из воды и растворенных в ней
веществ. Вода является одним из основных компонентов живого
вещества и, следовательно, одним из факторов плодородия
лочв.
Потребность растений в воде чрезвычайно велика. Она
необходима для растений, во-первых, как источник вещества для
органического синтеза, во-вторых, как среда, обеспечивающая
возможность осуществления различного рода биохимических
процессов, и, наконец, вода поддерживает непрерывность транспирации,
с которой связано поступление в растение питательных веществ,
и ряд других физиологически важных явлений. На транспирацию
растения расходуют в среднем свыше 95% всего количества воды,
поглощаемой корнями растений. Самой элементарной
характеристикой потребности растений во влаге являются транспирацион-
ные коэффициенты. Транспирационным коэффициентом
называется отношение количества воды, испаренное растением за
определенный период времени, к общему приросту сухого вещества за
этот же период времени. Однако обычно его вычисляют по
отношению к приросту лишь наземной массы.
Транспирационные коэффициенты культурных растений
показывают, что для создания единицы массы сухого вещества
наземной массы растений должно испариться от нескольких сот до
одной и даже более тысяч единиц воды, т. е. по ним можно в
общей форме судить о потребности растений в воде. Величина
этой потребности зависит от рода растения, обеспеченности его
питательными веществами, сорта, возраста, срока посева,
метеорологических условий.
Для оценки роли и поведения воды © почвенных процессах
необходимо знать две основные и тесно связанные между собой
характеристики: 1) содержание воды в почве или влажность
почвы; 2) энергетическое состояние воды в почве — потенциал
почвенной ©оды.
Под энергетическим состоянием воды понимают внутреннюю
энергию, заключенную в массе воды и равную сумме кинетиче-
116

ской энергии хаотического движения молекул воды и
потенциальной энергии взаимодействия молекул друг с другом, а также с
молекулами и ионами растворенных в воде веществ и с
твердыми поверхностями раздела. С изменением энергетического
состояния воды изменяются ее свойства и ее участие в
протекающих в почве физических, химических и биологических
процессах. Поэтому при одном и том же содержании вода
по-разному влияет на эти процессы.
Глава 1
МЕТОДЫ ИЗМЕРЕНИЯ ВЛАЖНОСТИ ПОЧВЫ
Существуют три принципиально различных подхода к
определению влажности почвы.
Первый из них основан на извлечении из слоя почвы,
влажность в котором необходимо определить, образца и последующем
измерении в нем традиционным гравиметрическим методом
массы «воды, удаленной сушкой в термостате, и массы абсолютно
сухой почвы.
В подавляющем большинстве случаев образцы берут из почвы
с помощью специальных буров, а иногда и из свежевыкопанного
шурфа.
Предложено много различных конструкций буров, которые
подробно описаны Н. А. Качинским (1970) и А. А. Роде (1969).
Несмотря на то что этот метод громоздок и трудоемок, его до сих
пор широко применяют, поскольку он пока единственный прямой
метод определения влажности почвы.
Второй подход предусматривает установку в различных слоях
почвы датчиков постоянных приборов, действующих по тому или
иному принципу и позволяющих путем соответствующих отсчетов
в любой момент времени измерить влажность в той точке, ©
которой установлен датчик прибора. Он имеет существенные
преимущества перед первым. Важнейшим из них является
возможность последовательных определений влажности в одной и той
же точке данного слоя почвы © течение продолжительного
времени и при этом с любой частотой и даже непрерывно. Второе
преимущество состоит в том, что этот подход позволяет
ограничиться даже при более или менее значительной повторности, т. е. при
установке нескольких параллельных приборов, небольшой
площадкой. Третье достоинство в том, что определение влажности,
т. е. отсчет по прибору и нахождение искомой величины по та-
рировочной кривой, требует сравнительно небольшой затраты
времени. Для этих целей используют электромагнитные и ядерные
методы измерения влажности почв.
Для определения влажности почв применяют и дистанционные
методы, получившие широкое развитие в последнее время и
позволяющие получать площадную характеристику влажности поч-
И7

вы на сравнительно больших территориях. Они основаны на
измерении электромагнитной энергии либо отражаемой, либо
испускаемой поверхностью почвы. Изменение интенсивности этих
процессов связано как с изменением диэлектрических свойств
почв в зависимости от изменения влажности, так и с изменением
температуры поверхности почвы в зависимости от влажности.
Для дистанционного определения влажности почв используют
длинноволновое (10 м) тепловое инфракрасное излучение и
ультракороткие радиоволны (1—50 см) как в виде активного
радиолокационного зондирования, так и в виде пассивного нх
испускания поверхностью почвы.
§ 1. Электромагнитные методы
Эти методы основаны на зависимости электрических свойств
почвы от влажности. Среди них можно выделить два типа
приборов. В одном типе приборов влажность измеряют на основании
зависимости между влажностью и электрическим сопротивлением
почвы. Другой тип приборов основан на измерении
электроемкости почв. Этот параметр непосредственно связан с содержанием
воды в почве.
В первом типе приборов электросопротивлерие почвы
измеряют либо непосредственно между электродами, установленными в
почву, либо путем измерения электросопротивления пористого
тела, помещенного в почву и находящегося с ней в равновесии»
В качестве таких пористых тел используют гипсовые блоки или
датчики из нейлонового или стекловолокна. В каждый блок или
датчик вмонтирована пара металлических или угольных
электродов.
Датчики устанавливают в почву на тех глубинах, на которых
необходимо измерять влажность, а провода от электродов
выводят на поверхность почвы. Такое пористое тело всасывает в себя
некоторое количество влаги, приходя в равновесие с почвой, в
дальнейшем его влажность изменяется с изменением влажности
почвы, причем между влажностью почвы и влажностью
пористого тела существует некоторая зависимость. Изменения влажности
пористого тела регистрируются путем измерения
электропроводности. По величине последнего с помощью градуировочной
кривой, получаемой эмпирически, находят влажность почвы. Один из
наиболее существенных недостатков этого метода состоит в том,
что электросопротивление почвы зависит не только от влажности
почвы, но и от концентрации ионов в почвенной воде. Даже при
тщательной исходной градуировке ее необходимо периодически
повторять вследствие изменений концентрации растворенных
ионов. Проблема градуировки несколько упрощается при
использовании для измерений тока повышенной частоты, так как
относительный вклад концентрации ионов при этом понижается.
В емкостных методах почву при данной влажности
рассматривают как гомогенный диэлектрик. Диэлектрическую постоянную
118

смеси можно получить, например, согласно теории В. И. Оделев-
ского (1951) из следующего соотношения:
1^-"'=°' <шл)
где Vi — парциальный объем воды; I — диэлектрическая
постоянная в r-фазе. Однако уравнение III.1 нельзя использовать для
прямого расчета | почв, так как оно не учитывает геометрии
почвенных фаз, но оно хорошо демонстрирует общую зависимость
от влажности. Диэлектрическая постоянная почвенного воздуха
приблизительно равна 1, а воды 81. Диэлектрическая постоянная
твердой фазы почта колеблется в зависимости от состава от 2 до
10. Изменение диэлектрической постоянной почвы будет
определяться влажностью почвы. Следовательно, объемную влажность
6 можно определить с помощью емкости С в соответствии с
зависимостью С=/(0). Во всем диапазоне влажностей эта
зависимость нелинейна, что осложняет применение данного метода.
Курач, Кутилек, Каспар (Kuraz, Kutilek, Kaspar, 1970)
предложили резонансно-емкостный влагомер. Метод основан на том,
что резонансная частота fr контура, состоящего из индуктивности
L и емкости С, определяется следующей зависимостью:
''-■ЕЁрт- <IIL2>
где емкость С=g • /С, а К — константа, зависящая qj геометрии
электродов. Так как точная аналитическая оценка зависимости
диэлектрической постоянной от влажности почвы невозможна, то
было найдено следующее эмпирическое выражение:
»-тЬ?- (,,U)
где а и Ь эмпирические константы, зависящие от природы почвы,
температуры и т. д.
Поскольку L=*const, постольку резонансная частота зависит
только от емкости С*, в которой находится почва, и,
следовательно, из III.2 и III.3 можно получить следующую зависимость':
/r=/(2-tfie, (II 1.4)
где константы /С2, Кг находят путем градуировки прибора.
Вследствие приблизительного характера уравнения III.3 градуировка
не дает прямой линии, как это следовало бы ожидать из
уравнения III.4.
Для измерения можно использовать серийный резонансный
частотомер. Схема одного из них, предложенная авторами и гра-
дуировочная кривая показаны на рис. III. 1. Пассивный контур с
емкостью Сх свободно связан с активным контуром частотомера.
В тот момент, когда пассивный контур находится в резонансе с
119

генератором колебаний частотомера, в колебательном контуре
будет происходить максимальное понижение энергии, отмечаемое
понижением потенциала в активном колебательном контуре,
которое определяют по наибольшему отклонению стрелки индикато-
Измерительныи
контур
электроды
ЬМГц
100
40 6,%
Рис. ИМ. Схема резонансного емкостного влагомера:
а — контурная схема, б — схема измерительного конденсатора, в —
калибровочная кривая (по Кутилеку, 1978)
ра. Прибор работает на частотах порядка 100 МГц. что
существенно снижает влияние на измерения ионной проводимости.
Прибор может быть использован как для лабораторных, так и
полевых определений влажности почвы.
§ 2. Ядерные методы определения влажности почвы
Нейтронный метод. Испускаемые радиоактивным источником
в почву нейтроны с «высокой энергией (миллион электронвольт
и более) и средней скоростью порядка 1600 км «с1 замедляются
до тепловой энергии (2.7 км-с""1) вследствие упругих
столкновений с ядрами атомов. Средняя потеря энергии при столкновении
с атомами легких элементов больше, чем при столкновении с
тяжелыми. В почвах таким легким элементом является
преимущественно водород. В результате еодород, входящий в состав воды,
сильнее всех элементов замедляет нейтроны. Число медленных
нейтронов пропорционально числу столкновений быстрых
нейтронов с молекулами воды, содержащейся в почве, так как почти
все водородные атомы содержатся в почвенной ©оде.
120

Прибор «нейтронный влагомер», схема которого показана на
рис. III.2, состоит из зонда, который опускается в обсадную
трубу, установленную вертикально в почву, и в который помещен
источник быстрых нейтронов и детектор медленных нейтронов, и
счетчика импульсов. Обсадная труба нужна не только для того,
чтобы закрепить скважину, но и для того, чтобы стандартизи-
WAVA
2
Рис. III.2. Схема нейтронного
влагомера:
/ — счетчик импульсов, 2 —
поверхность почвы, 3 — зонд, 4 —
детектор, 5 — активная зона, 6 —
источник быстрых нейтронов, 7 —
обводная алюминиевая трубка
Рис III.3. Калибровочная кривая
нейтронного влагомера:
X — интенсивность импульсов в
почве в долях от интенсивности
импульсов в воде;
G — объемная влажность
ровать условия измерения. В качестве таких труб обычно
используют алюминиевые трубы, так как они почти проницаемы для
потока нейтронов.
В качестве источника быстрых нейтронов часто используют
радий —бериллий (Ra—Be) и америций — бериллий (Am—Be).
Последний исключает гамма-излучение, понижает вес зонда,
повышает скорость счета и, возможно, глубину разрешающей
способности измерения почвенной влаги. В качестве детектора
обычно используют ячейку, наполненную газом BF3.
Эффективный объем почвы, в котором измеряется влажность,
зависит от энергии испускаемых нейтронов и концентрации
водородных ядер, т. е. для данных источника и почвы он зависит от
объемной концентрации почвенной влаги. В сухой почве облако
медленных нейтронов, окружающих зонд, будет менее плотным и
распространяться дальше от источника, а во влажной почве
наоборот. Для обычно употребляемых Ra—Be- или Am—Ве-источ-
ников эффективный объем измерения, или зона влияния, изменя-
121

ется от радиуса менее 10 см в сырой почве, до 25 см и более в
сухой почве. Эта низкая и вариабельная степень пространственной
разрешающей способности ограничивает возможность применения
нейтронного влагомера для изучения испарения, инфильтрации
воды в почву, а также в тех случаях, когда наблюдается
прерывистый профиль влажности почвы (например, фронт смачивания
почвы или граница между двумя резкими слоями почвы). Кроме
того, исключаются измерения влажности в поверхностных слоях
почвы (менее 20 см от поверхности) из-за выхода быстрых
нейтронов через поверхность.
Однако относительно большой объем наблюдений при
изучении водного баланса почв делает этот метод выгодным и более
правильным по сравнению с использованием очень маленьких
образцов при гравиметрическом определении почвенной влаги.
Предпринимались попытки теоретически предсказать
зависимость между скоростью счета и влажностью почвы, но
существующая вариабельность и различия между отдельными почвами
указывают на то, что лучше градуировать нейтронные влагомеры
для каждой почвы и условий, в которых они используются.
Градуировки следует проводить в наполненных почвой контейнерах
с предварительно определенной влажностью или в полевых
условиях путем параллельного измерения многочисленных измерений
почвенной влаги нейтронным и гравиметрическими методами.
В большинстве почв зависимость между скоростью счета и
объемной влажностью практически линейна (рис. III.3). В
действительности градуировочные кривые часто отклоняются от прямой
линии и степень отклонения зависит как от почвы, так и от зонда.
Часто полагают, что замедление нейтронов в почве является
следствием присутствия воды. В действительности заметные
количества водорода присутствуют в илистой фракции и особенно в
органическом веществе. Кроме того, в некоторых редких случаях
в некоторых почвах может содержаться в больших
концентрациях бор, который заметно понижает скорость быстрых нейтроноо.
В меньшей степени, но все же оказывает влияние наличие
хлоридов.
Главные недостатки этого метода состоят в том, что прибор
имеет низкую степень разрешающей способности, неточен при
измерении влажности в поверхностных слоях и небезопасен для
здоровья, так как связан с нейтронной радиацией.
Гаммамстрический метод. Метод основан на том, что пучок
гамма-лучей, испускаемый таким источником как 137Cs,
ослабляется, проходя через почву, и степень ослабления возрастает с
увеличением плотности сырой почвы. Теория и особенности
применения метода ослабления гамма-лучей для определения
влажности и плотности почвы подробно изложены С. В. Нерп иным и
А. Ф. Чудновским (1967).
Гамма-лучевой прибор для измерения влажности почвы
состоит из двух пространственно разделенных единиц или зондов:
источника Д обычно содержащего крупинку радиоактивного це-
122

зия (137Cs), испускающего гамма-излучение с энергией 0,661 МэВ;
и детектора 2, обычно состоящего из сцинтилляционного
счетчика, связанного с фотоумножителем и предварительным
усилителем. Различные варианты расположения источника и детектору
показаны на рис. II 1.4. Если /0 — интенсивность гамма-лучей,
V/V/У/И
I 1
1
СМ
щ
W
Ifim
ф777777777Я7777Я
L
;
Рис. II 1.4. Различные варианты расположения источника и детектора гамма-
излучения прн исследовании физических свойств почвы (по Емельянову):
/ — свинцовый контейнер-коллиматор с отверстием 1 см в диаметре и
кобальтовым или другим источником; 2 — детектор, 3 — счетчик импульсов
проходящих через воздух, a Iw — интенсивность пучка,
прошедшего слой влажной почвы толщиной h с плотностью сухой почвы
рь и объемной влажностью 0, то
-L2L=exp{—А(а$р* + адае)},
'О
(III.5)
где as и а» — коэффициенты поглощения гамма-лучей массой
твердой фазы почвы и массой воды соответственно.
В сухой почве (8 = 0) уравнение III.5 становится
Id
=ехр(—Aa$p6),
где Id — интенсивность пучка, прошедшего через сухую почву.
Из уравнений следует, что
In-
е = .
(Ш.6)
haw 0,4343- fc-a» v '
Это служит теоретической основой для определения влажности
почвы по поглощению гамма-лучей в почвах с неизменяющейся
плотностью сложения сухой почвы. Так как поглощение излуче-
123

ния зависит от всей массы, находящейся между источником и
детектором, то при постоянной плотности сухой почвы показания
прибора можно отнести исключительно за счет изменения
влажности почвы. Если нет возможности для прямого определения /*,
то строят градуировочную кривую зависимости между скоростью
счета (импульсы в секунду) и влажностью почвы.
Для того чтобы иметь возможность одновременного
определения изменения плотности и влажности почвы в набухающих или
сжимающихся почвах, применяют зондирование исследуемой
почвенной толщи двумя источниками гамма-лучей с различными
энергиями, такими, как I37Cs и 24IAm (америций). Получают два
ряда величин для параметров /», /о и as, aw в уравнении III.5,
которое в дальнейшем решается для двух неизвестных рь и 8.
Гаммаметрический метод имеет ряд преимуществ перед
нейтронным методом, давая большую глубину разрешающей
способности и возможность определения влажности в поверхностных
слоях почвы.
К методам определения влажности почвы путем установки в
почву датчиков постоянных приборов часто относят тензиометри-
ческие методы. Однако непосредственное назначение тензиомет-
ров — определение энергетического состояния воды в почве, и
поэтому они подробно будут рассмотрены в следующей главе. В то
же время существующая между энергетическим состоянием водь!
и ее содержанием зависимость позволяет использовать тензио-
метры и для определения влажности почвы.
Глав а 2
ЭНЕРГЕТИЧЕСКОЕ СОСТОЯНИЕ ВОДЫ В ПОЧВЕ
При взаимодействии с почвой молекулы воды подвергаются
действию сил различной природы, ограничивающих движение
молекул воды и изменяющих ее энергетическое состояние.
На энергетическое состояние воды в почве существенное
влияние оказывают силы, возникающие на поверхности раздела
твердой фазы почвы (включая и обменные катионы) с жидкой и
газовой, а также кривизна поверхности раздела между жидкой и
газовой фазами.
Воздействие первых зависит от расстояния, на котором
находятся молекулы воды от источника воздействия, а вторая
определяется радиусом кривизны поверхности раздела жидкость —
газ. Природа этих сил подробно рассмотрена ранее (см. ч. I,
гл. 3). Степень влияния этих сил на энергетическое состояние
воды © почве во многом обусловлена структурой, строением и
составом (гранулометрическим, минералогическим и химическим)
твердой фазы почв.
Наличие растворенных веществ в почве тоже влияет на
энергетическое состояние воды в почве, так как молекулы и ионы
124

растворенных © воде веществ взаимодействуют с молекулам»
воды и ограничивают их движение. Это влияние будет тем
больше, чем больше частиц растворенного вещества содержится в
единице массы или единице объема йоды, т. е. чем выше ко-
центрация растворенных веществ.
В набухающих почвах заметное влияние на энергетику
оказывает механическое давление, возникающее в результате
противодавления со стороны ограничивающей данный объем почвы
поверхности или вследствие давления «вышележащих слоев почвы.
Вода в почве подвергается действию гравитационных сил,,
определяемых разностью высот между исходным уровнем и
уровнем, на котором находится исследуемый образец почвы.
Наконец, энергетическое состояние воды е почве зависит от
температуры и внешнего газового атмосферного давления.
Выразить результирующее влияние этих разных по величине
и направлению факторов на энергетическое состояние воды в
почве путем суммирования сил, т. е. векторных величин, е такой
сложной системе, как вода в почве, практически невозможно.
Поэтому для данных целей удобнее использовать такую
скалярную величину, как потенциал — работу, сделанную в
потенциальном поле. Таким образом, потенциал воды в почве является мерой,
потенциальной энергии воды в почве. Он выражает удельную
потенциальную энергию воды в почве относительно энергии воды &
исходном стандартном состоянии. В качестве такого стандартного
состояния принимают резервуар с чистой (т. е. не подверженной;
влиянию растворенных веществ и твердой фазы почвы) водой,
расположенный на высоте ho и находящийся при стандартном
атмосферном давлении Ро и температуре Го.
Вода в почве подчиняется общей тенденции и течет от мест
с большей потенциальной энергией к местам с меньшей
потенциальной энергией. Для оценки энергетического состояния воды
в почве применяют парциальную или удельную свободную
энергию Гиббса — химический потенциал воды (см. ч. I, гл. 3, § 5).
Так как химический потенциал характеризует, согласно Гиб-
бсу, состояние компонента в отсутствие внешних силовых полей,
а вода в почве находится под их действием, то химический
потенциал ©оды в почве получил специальное название —
потенциал воды в почве (W).
§ 1. Полный потенциал воды в почве и его составляющие
Поскольку потенциал воды, как и удельная свободная энергия
Гиббса, является полным дифференциалом, то его можно
определить, суммируя частные дифференциалы соответствующих
независимых переменных величин, т. е. таких величин, которые
независимо друг от друга, без повторения учитывают вклад каждого
из факторов, влияющих на энергетическое состояние ©оды *
почве.
12S

Выбор независимых переменных, определяющих потенциал
воды в таких сложных полидисперсных гетерогенных системах,
как почва, сопряжен с довольно значительными трудностями,
связанными с многосторонними взаимосвязями воды с твердой
частью почвы, не всегда позволяющими строго выдерживать
принцип независимости переменных. Кроме этого, независимые
переменные должны быть легко и надежно измеряемыми величинами,
позволяющими экспериментально определять их вклад в
энергетическое состояние воды в почве.
Так же как и в химическом потенциале, в качестве
независимых переменных потенциала воды в почве выделяются
температура Т и внешнее газовое (атмосферное) давление Ра.
Хорошо известно, что влияние растворенных веществ на воду
.макроскопически проявляется в виде осмотического давления
-Яосм, представляющего собой дополнительное гидростатическое
давление в растворе. Действительный процесс осмоса, очевидно,
имеет место только в присутствии полупроницаемой мембраны,
отделяющей раствор от чистого растворителя (в нашем случае
воды) или раствор одной концентрации от раствора другой
концентрации. По существу, однако, свойство раствора, которое
вызывает процесс осмоса, существует независимо от того,
присутствует или не присутствует полупроницаемая мембрана, так как
оно является фундаментальным свойством, происходящим в
результате понижения свободной энергии воды в растворе
относительно свободной энергии чистой воды.
В феноменологическом отношении аналогично осмотическому
давлению действие поверхностных сил и поглощенных ионов на
воду проявляется в виде расклинивающего давления Пг (см. ч. I).
Однако расклинивающее давление в пленке связано с лаплассо-
вым давлением, обусловленным кривизной поверхности раздела
вода —воздух Рк, а выражающее эту связь уравнение 1.65, в
сущности, является уравнением эквипотенциальной поверхности
вода— воздух. Отсюда следует, что всякое изменение
расклинивающего давления будет вызывать изменение капиллярного
давления, и наоборот. Поэтому в дисперсных системах, и прежде
всего в почвах, нельзя рассматривать Пг и Рк как независимые
переменные.
В ненабухающих почвах, очевидно, можно принять за
независимую переменную капиллярно-сорбционное, или матричное
(в зарубежной терминологии), давление Pw, являющееся
результатом совместного действия расклинивающего и лаплассового
давления.
В набухающих почвах влияние ограничивающей данный
объем почвы поверхности или давление вышележащих слоев
проявляется в виде механического давления Ре.
Действие гравитационных сил тоже может быть сведено к
гидростатическому давлению Рц. Поэтому в качестве независимых
^переменных удобно использовать фактически измеряемые
величины давлений и записать полный потенциал воды в почве:
426

™ \ dT )Pa-Pm'Pe.poCH>Ph \ dPa ) * >p m*p e>p ocu>p h *
+ (J2l\ .dPm+(-^L) -dPe +
\ dPm )T'Pa>Pe>pocu>ph " \ dPe )T.Pa.Pm.PwPh
+ (J**-) >dp +fJ*L\ .dPh. (III.7)
Капиллярно-сорбционную составляющую полного потенциала
воды в почве 0Ррш) измеряют тензиометром — устройством, в*
основном аналогичным осмометру и отличающимся от него
только размером пор мембраны, разделяющей твердую и жидкую
фазы почвы. В тех случаях, когда заметно сказывается влияние
механического давления поверхности, ограничивающей данный
объем почвы (в набухающей почве), тензиометр измеряет еще и
вклад этого составляющего потенциала. Кроме того, на
показания тензиометра оказывает влияние и внешнее давление в
газовой фазе, поскольку капиллярно-сорбционное давление
определяется как разность между давлениями в газовой фазе и жидкости.
В некоторых случаях повышение давления в газовой среде
используют для измерения капиллярно-сорбционного потенциала
воды в почизе (метод мембранного пресса). Поэтому вклад
отмеченных выше составляющих объединяют в один доступный
экспериментальному определению параметр — потенциал тензиометри-
ческого давления или в более общем случае просто потенциал
давления С¥р). Таким образом, при 7 = const
М#)"Ч£)М&)*-+(-3!#,,,»(Ш-»
где Р — давление, измеряемое тензиометром, если почва не
насыщена водой, или пьезометром в случае положительного
давления, т. е. при затоплении почвы ©одой с поверхности или ниже
уровня грунтовых вод. В отличие от тензиометра, в котором
помещенная в почву часть оканчивается сосудом с пористыми
стенками, размер пор в которых достаточно мал для того, чтобы
препятствовать проникновению воздуха в наполненный ©одой
сосуд, когда давление в нем меньше атмосферного, в пьезометре
помещенная в почву часть открыта и отделена от почвы просто
тонкой сеткой (рис. III.5). Впрочем, положительное давление
можно измерять и тензиометром в том случае, когда его датчик
находится в затопленной ©одой почве или ниже уровня
грунтовых вод. Поэтому капиллярно-сорбционный потенциал удобно
рассматривать как часть потенциала давления и уравнение III.7
записать как
-*-(-3Lw,+(i£ru-,p-+(-a-)v •■"''•
(Ш.9>
12Г

Принимая во внимание, что -f^L^V^, где Vw — парциальный
удельный объем воды в почвенном растворе, уравнение Ш.9
можно представить © виде
или
(Wt = VwdP—VwdP осм~
cWt=VwdP—VdP0<:H+gdh.
(ШЛО)
Cili.il)
^r^i-i'-
Рис. III.5. Соотношение между тензиометрическими, осмометрическимн и пьезо-
метрическими показаниями, уровнем воды и зависимостью потенциала воды
от влажности почвы:
J — осмометр, 2 — полупроницаемая, 3 — скважина, 4 — уровень воды, 5 —
монолит почвы, 6 — пористый сосуд, 7 — тензиометр, 8 — вода, 9 —
пьезометр
Так как V — это объем на единицу массы, то его можно пред-
«ставить в виде величины, обратной плотности V = — = —,
т р
поскольку последняя — это масса на единицу объема. Заменив
в последнем выражении уравнения HMO Vm на и предста-
Рю
вив dPh в виде гидростатического давления dPh^pwgdh, получим
——, или, сокращая рю, gdh.
Тензиометрический потенциал так же, как и осмотический,
обычно имеет отрицательную величину, но в некоторых случаях,
например при затоплении, давление может быть и
положительным, поэтому в уравнениях ШЛО и III.11 Р представлено в
общем виде. Интегрируя ШЛ1 в пределах между состоянием воды
J 28

в заданной точке в почве и исходным стандартным состоянием
воды, принятым за нулевой уровень, получим
р_ Росм_
b = $VwdP-[ VdPocu + gdh. (III. 12)
Отсюда видно, что полный потенциал воды в почве состоит из
трех экспериментально измеряемых частных или составляющих
его потенциалов: тензиометрического, когда почва не насыщена
водой, или пьезометрического при ее затоплении, осмотического
и гравитационного потенциалов.
Поскольку толщина и кривизна пленок, так же как и
кривизна сосуществующих с ними менисков, зависят от содержания
воды в почвах, постольку и потенциал «воды в почве зависит от
влажности почвы. Причем характер этой зависимости в каждом
конкретном случае тесно связан со структурой почв и составом
почвенного раствора и оказывает существенное влияние на
движение воды в почве, гидрофизические, механические и
реологические свойства почв.
Бэбкок и Оверстрит (Babcock, Overstreet, 1955), отмечая, что
капиллярные и адсорбционные силы нельзя рассматривать как
независимые переменные, предложили использовать в качестве
независимой переменной влажность почвы, рассматривая ее как
обобщенный показатель влияния капиллярных и адсорбционных
сил, и заменить в уравнении III.8
\дРт) т \dW )
Однако геометрия жидкой части почвы (т. е. толщина пленок и
кривизна менисков и пленок) зависит не только от влажности,
но и от геометрии твердой части почвы (от взаимного
расположения почвенных частиц), подверженной влиянию механического
давления окружающей данный объем почвы поверхности, в свою
очередь тоже зависящего от влажности почвы. Следовательно,
содержание воды в почве можно рассматривать как независимую
переменную только в тех случаях, когда механическим
давлением окружающей поверхности можно пренебречь. Это хорошо
видно из III.13, получающегося в результате указанной выше
замены в равенстве (III.8):
M^k^^t-WM^)-/^(,IU3)
Необходимо отметить, что внешнее газовое давление Ра не
изменяется с изменением влажности почвы, и поэтому, если нет
других причин для изменения Ра$ частный дифференциал
(*т?*-) dPa=Q и уравнение III.13 принимают вид
*=(-^),Ш7+(ж)Л>- (Ш14)
5 А. Д. Воронин
129

при
dPg = 0 typ=^&L}dW. (Ш.1Б)
Эту составляющую полного потенциала воды в почве называ-
ют, может быть не очень удачно, потенциалом влажности yVpw.
Из равенства Г-~-) dW = \ттРЛ 4Рт=У$ легко видеть, что
при данной влажности этот потенциал равен капиллярно-сорб-
ционному потенциалу. В тех случаях, когда механическим
давлением окружающей поверхности пренебречь нельзя, например в
набухающих почвах, под понятием капиллярно-сорбционный
(или матричный) потенциал следует иметь в виду сумму Ч'У8' и
Ч?ре, рассматривая его как результат влияния твердой фазы
почвы (почвенной матрицы) на почвенную воду in situ, как
результат капиллярно-сорбционного удерживания воды в почве
вследствие искривленных поверхностей раздела жидкой части почвы с
газовой в зависимости от геометрии твердой части, измененной
под влиянием механического давления окружающей поверхности.
Кривая, характеризующая зависимость тензиометрического
потенциала воды от влажности почвы, имеет большое значение
для определения физических свойств почв, так как она
связывает два основных показателя жидкой фазы почвы: содержание
воды в почве с ее энергетическим состоянием, обусловленным
структурой, строением и составом твердой фазы почвы. Эта
зависимость получила название основной гидрофизической
характеристики (ОГХ) почвы (Глобус, 1969) и подробнее будет
рассмотрена в специальном разделе.
Терминологическим комитетом комиссии по физике почвы
Международного общества почвоведов рекомендованы следующие
определения полного и составляющих потенциалов почвенной
воды.
Полный потенциал почвенной воды ¥* — полезная работа на
единицу количества чистой воды, которую необходимо затратить
путем приложенных извне сил для того, чтобы перенести
изотермически и обратимо бесконечно малое количество воды из
резервуара с чистой водой, расположенного на определенной высоте
при стандартном атмосферном давлении, в почвенную воду в
заданном месте.
Условие обратимости процесса означает, что энергия не
расходуется на трение, а требование изотермичное™ означает
отсутствие изменения температуры. Перенесенное количество воды
принимается за бесконечно малое для того, чтобы перенос не
оказывал влияния на оставшуюся воду. Компоненты или
составляющие полного потенциала почвенной воды определяются
аналогично.
Потенциал давления (тензиометрический потенциал) Ч?р
определяется как полезная работа на единицу количества чистой
воды, которую необходимо затратить путем приложенных извне
130

сил для того, чтобы перенести обратимо и изотермически в
почвенную воду бесконечно малое количество воды из резервуара,
содержащего раствор, идентичный по составу почвенной воде я
расположенному на той же высоте, что и рассматриваемое место.
Капиллярно-сорбционный (матричный) потенциал почвенной
воды ЧГр™ определяется так же, как и потенциал давления, в
котором исключено влияние нестандартного газового давления.
В сущности, он является компонентом потенциала давления и
определяется как полезная работа на единицу количества чистой
воды, которую необходимо затратить для того, чтобы перенести
обратимо и изотермически в почвенную воду бесконечно малое
количество ©оды из резервуара, содержащего раствор,
идентичный по составу почвенной воде и находящийся на той же высоте
и при том же внешнем газовом давлении, что и заданное место в
почве.
Пневматический потенциал 4V1 — приращение потенциала
Ч?р в результате увеличения газового давления ДЯа=Ах—Ро на
почвенный образец с данной влажностью ДРа и подвергнутой
данному давлению окружающей образец поверхности. Поскольку
применение ДРа не влияет на геометрию жидкой фазы, этот
потенциал можно рассчитать в соответствии с уравнением
фр=\ VdPt (III. 16)
где Vw — парциальный удельный объем ©оды в жидкой фазе.
В действительности его принимают равным Vw. Этот потенциал
применяется только тогда, когда имеют дело с мембранным
прессом.
Потенциал давления окружающей поверхности (потенциал
нагрузки), 4V — приращение Wp в результате механического
давления окружающей поверхности Ре на почвенный образец при
влажности W и ДРа=0 первоначально находящийся при нулевом
давлении окружающей поверхности согласно уравнению
*-f(-2a*- (шл7)
Потенциал влажности Wp — величина потенциала давления
в почвенном образце при влажности W с Ре=ДРа = 0. Таким
образом, в том случае, когда разность между внешним газовым
давлением над образцом и стандартным давлением равна нулю, а
следовательно, внешнее давление равно атмосферному —
потенциал давления равен капиллярно-сорбционному потенциалу
воды.
При отсутствии внешнего механического давления
окружающей поверхности капиллярно-сорбционный потенциал равен
потенциалу влажности. На практике не всегда удобно пользоваться
5*
131

этим большим разнообразием подкомпонентных потенциалов и
поэтому чаще используют капиллярно-сорбционный, или
матричный, потенциал в зависимости от влажности.
Осмотический потенциал ^осм определяется как полезная
работа на единицу количества чистой воды, которую необходимо
затратить для того, чтобы перенести обратимо и изотермически
бесконечно малое количество воды из резервуара с чистой водой,
расположенного на определенной высоте при атмосферном
давлении, в резервуар, содержащий раствор, идентичный по составу
с почвенной водой в рассматриваемом месте, но ©о всех других
отношениях идентичный исходному резервуару.
Гравитационный потенциал Ч?е — полезная работа на единицу
количества чистой воды затраченная для того, чтобы перенести
обратимо и изотермически бесконечно малое количество воды из
резервуара, содержащего раствор, идентичный по составу
почвенной ©оде и расположенный на определенной высоте при
атмосферном давлении, в аналогичный резервуар, но расположенный
на высоте рассматриваемого места.
Потенциал давления, осмотический и гравитационный
потенциалы применяют в следующих комбинациях.
Сумма всех трех потенциалов дает полный потенциал:
Ч'^Ч'я+Ч'я+Ч'ос-. (111.18)
Гидравлический потенциал Ф равен:
Ф=Чгр+У¥8. (111.19)
Полный и гидравлический потенциалы будут © дальнейшем
использованы при обсуждении движения воды в почве. Вода в
почве перемещается силой, которая определяется величиной и
направлением градиента соответствующей комбинации потенциалов.
Для воды, перемещающейся © почве в жидком виде, такая сила
равна градиенту гидравлического потенциала.
Сумма капиллярно-сорбционного и осмотического потенциалов
служит основой для оценки доступности воды растениям и
перехода ее из почвы в растение через полупроницаемые мембраны
корневой системы и перехода ее из почвы в атмосферу при
испарении, когда в качестве абсолютно непроницаемой для
растворенных ©еществ мембраны служит поверхность раздела вода —
воздух.
§ 2. Количественное выражение потенциала почвенной воды
В качестве основного выражения потенциала принимают:
энергию на единицу массы (Ч'ш) в джоулях на килограмм (Дж-кг"1)
в системе СИ или в эргах на грамм (эрг-г**1) в системе СГС.
Размерность энергии на единицу массы м2»с~2.
Однако в некоторых случаях удобнее потенциал выражать как
энергию на единицу объема (Vy). Это выражение дает размер-
132

ность давления, т. е. сила на единицу площади. В системе СИ
давление выражают в паскалях (Па — кг-с^м-*1).
Так как еода практически несжимаемая жидкость, то ее
плотность почти не зависит от потенциала. Поэтому имеется прямая
пропорциональность между выражением потенциала как энергии
на единицу массы и ее выражением как энергии на единицу
объема. Наконец, потенциал воды можно выразить как энергию на
единицу веса (гидравлический напор) Ч*>. Все, что можно
выразить в единицах гидростатического давления, можно выразить в
значениях эквивалентного напора воды, который представляет
собой высоту жидкой колонны, соответствующую данному
давлению. Размерность в СИ — м.
Пытаясь выразить отрицательный потенциал давления
почвенной воды (по отношению к атмосферному давлению) в
значениях эквивалентного гидравлического напора, мы встречаемся с
необходимостью выражать этот напор в интервале от —100000 см
водн. ст. и даже ниже до —10 см еодн. ст. или несколько выше.
Для того чтобы избежать применения таких больших чисел и
уложить на графике весь диапазон зависимости гидравлического
напора от влажности почвы, Скофильд (Schofield, 1935)
предложил использовать десятичный логарифм сантиметров водного
столба, который по аналогии с рН он назвал pF. Таким образом,
pF=lg4rf в том случае, когда потенциал воды выражен в
системе СИ в виде гидравлического напора в сантиметрах водного
столба:
pF=lgh-10044=2+lg|-44. , (HI-20J
р*.
Терминологическим комитетом по физике почвы МОП не
рекомендовано в настоящее время использовать шкалу pF (Bolt,
1976).
Используя для измерения потенциала воды величины
измеряемого различными устройствами давления, получим
чь-я»-—-4-. (ш-21>
т р
V — 1
так как —=У=*—.
т о
^v=Jp-P, (HI.22)
fr.J2.-JZ.1.JL.JJu.e/ki (Ш.23)
где во втором выражении масса т представлена в виде произве-,
дения объема V на плотность р; в третьем выражении давление
Р представлено в виде гидростатического давления, a g —
ускорение силы тяжести.
133

§ 3. Методы измерения потенциала почвенной воды
Методы измерения потенциала почвенной воды основаны на
том, что при равновесии и постоянстве температуры свободные
энергии Гиббса во «всех фазах равны между собой (см. ч. I, гл.
3, §5).
Отсюда и вытекают основные условия, которые необходимо
соблюдать при измерении потенциала почвенной влаги. Это
прежде всего необходимость достижения равновесия между
двумя контактирующими фазами и соблюдения постоянства
температуры.
В зависимости от характера контактирующих фаз и
поверхности раздела между ними выделяют следующие группы методов
определения потенциала воды в почве.
1. Методы, основанные на равновесии
между свободными энергиями жидкой воды
в почве и ее парами в окружающем пространстве
Свободная энергия воды в парообразном состоянии является
простой функцией относительного давления пара (р/ро), которое
можно легко измерить психрометрически либо также легко
создать (например, в эксикаторах над растворами серной кислоты
разной концентрации или насыщенными растворами солей). В
зависимости от этого и выделяются две группы методов, в одной из
которых объединяются психрометрические, а в другой — методы,
основанные на сорбции или десорбции паров (см. ч. I, гл. 3, §6).
Поверхностью раздела между фазами в данном случае
является естественная поверхность раздела жидкость — пар. Эта по*
верхность раздела проницаема для молекул воды в том смысле,
что они с нее испаряются, и непроницаема для растворенных ©
воде веществ (поскольку они остаются в почвенном растворе),
поэтому методами сорбции паров воды и психрометрическими
методами измеряют полный потенциал воды в почве, точнее,
сумму капиллярно-сорбционного и осмотического.
Измерение потенциала почвенной воды методом сорбционного
равновесия парами воды применяют в диапазоне низких влаж-
ностей, т. е. когда возможно установление надежного равновесия
между парообразной и жидкой фазами воды.
Суть метода состоит в том, что в герметически закрытой
камере создают в течение довольно длительного времени
определенное относительное давление паров воды р/ро. В эту же камеру
помещают в стаканчиках образцы почнзы, которые в зависимости
от их влажности (а следовательно, и потенциала воды в них)
либо сорбируют, либо десорбируют воду до тех пор, пока
потенциалы жидкой воды не сравняются с заданными потенциалами
паров воды. Во время установления равновесия образцы почвы
134

либо теряют воду, либо поглощают ее, и, следовательно, о
наступлении равновесия можно судить по установлению постоянного
веса образцов. Поэтому при определении потенциала воды этим
методом образцы периодически взвешивают. Постоянное р/ро
паров воды при постоянной температуре можно создавать в
эксикаторах с помощью насыщенных растворов солей или
различных растворов серной кислоты. Следует помнить, что
концентрация заданного раствора серной кислоты со временем меняется,
так как раствор либо поглощает воду, либо ее выделяет. Поэтому
во время каждого контрольного взвешивания необходимо
проверять концентрацию H2SO4 с помощью ареометра. В случае
использования насыщенных растворов солей необходимо строго
следить за тем, чтобы раствор все время оставался насыщенным,
показателем чего служит наличие в растворе нерастворившихся
солей.
Следует отметить, что равновесие при каждом р/ро
устанавливается довольно продолжительное время (1—3 недели).
Продолжительность этого периода зависит от гранулометрического
состава почвы, величины навески образца, способа и степени его
предварительного насыщения в том случае, когда потенциал
определяется на цикле иссушения. Выбор оптимальной навески
образца связан, с одной стороны, с продолжительностью времени
наступления равновесия, а с другой — с чувствительностью и
точностью измерения равновесной влажности образца. Применение
маленьких навесок приводит к снижению чувствительности и
точности измерения влажности. Кроме этого, маленькие навески
менее репрезентативны. В то же время равновесие наступает
быстрее в том случае, когда образец распределен в стаканчике
тонким слоем.
В почвах тяжелого гранулометрического состава равновесие
наступает медленнее, чем в легких почвах. Таким образом, в
зависимости от того, какими бюксами располагает исследователь,
для почв тяжелого гранулометрического состава можно рекомен*
довать навеску от 4 до б г, а для легких — от 6 до 10 г. Отметим,
что из-за необходимости строгого термостатирования (особенно
при р/ро>0,97) и практической невозможности контролировать и
поддерживать концентрацию гидростатирующих растворов с
необходимой для определения Wt точностью, применение сорбцион-
ного метода ограничено диапазоном Ч^ ниже —3000 Дж/кг.
Диапазон надежных измерений Wt психрометрическим
методом при условии строжайшего термостатирования можно
расширить до —250—300 Дж/кг.
При строгом термостатировании этим методом можно
измерить р/ро до величины порядка 0,999.
Психрометрический метод измерения потенциала
почвенной воды основан на том, что интенсивность испарения с
влажной поверхности тем выше, чем ниже относительное
давление паров воды р/ро и-, следовательно, ниже химический
потенциал паров воды. Чем интенсивнее испарение, тем сильнее ох-
135

яаждение испаряющей поверхности. Таким образом, разность
температур сухой и елажой поверхности является мерой
относительного давления паров воды.
Применение этого принципа к определению потенциала
почвенной воды, в том числе и in situ, стало возможным благодаря
использованию термопарных психрометров. Напомним, что
термопара — это датчик температуры, состоящий из двух
соединенных между собой разнородных электропроводящих элементов.
Если контакты (обычно спаи) проводящих элементов,
образующих термопару, находятся при разных температурах, то © цепи
термопары возникает электродвижущая сила, величина которой
однозначно определяется температурой горячего и холодного
спаев ц природой применяемых материалов в качестве
термоэлектродов. Если один из спаев смочить, затем дать возможность
воде испариться с него, то он начнет охлаждаться и,
следовательно, возникнет разность
температур и
термоэлектродвижущая сила, которую
можно измерить гальванометром.
Чем сильнее охлаждение
испаряющей поверхности, тем
больше сила тока. Сняв отсчет
гальванометра по градуиро-
вочной кривой, находят р/ро и
рассчитывают потенциал воды
в почве.
Одна из трудностей
применения психрометрического
метода состоит в способе
смачивания одного из спаев
термопары, не нарушающего
термостатичности и относительного
давления внутри рабочей ка«
меры. Предложено несколько
способов смачивания спая
термопары и различных
конструкций психрометров. Наиболее
удачным из них является
способ, в котором используется
эффект Пельтье,
заключающийся в возникновении
разности температур между двумя
спаями цепи, состоящей из
двух источников постоянного
тока и двух проводников из
разных металлов. Охлаждение одного из спаев может достигнуть
температуры точки росы, после чего спай увлажняется за счет
влаги, сконденсировавшейся из окружающего воздуха. В
термопарном психрометре Пельтье постоянный ток, пропускаемый через
термопара
Рис. III.6. Схема термопарьиго
психрометра:
К — константой; х — хромель;
М — медные теплоотводы, А —
амперметр, Г — гальванометр;
1, 2 — переключатели, 3 —
измерительный контур, 4 — контур
увлажнения, 5 — медные теплоотводы,
6 — пробка, 7 — пористый сосуд
136

констант-хромелевую термопару в направлении от константана к
хромелю, вызывает охлаждение рабочего спая — «смоченного
термометра». После выключения тока вода испаряется со скоростью,
зависящей от относительного давления паров воды. Схема такого
термопарного психрометра показана на рис. II 1.6.
2. Методы, основанные на равновесии между
свободными энергиями воды в жидкой
и твердой (лед) фазах
Потенциал воды в почве измеряют по изменению температуры
перехода из жидкого состояния в твердое. Поскольку
образующаяся твердая фаза воды, т. е. лед, состоит только из молекул
воды и тем самым поверхность раздела вода — лед как бы
непроницаема для растворенных в воде веществ, постольку криоскопиче-
скими методами измеряют только полный потенциал. Более или
менее надежные измерения с помощью этих методов можно
проводить лишь в диапазоне величин потенциалов от —100 Дж/кг
до —1000 Дж/кг.
V
3. Методы основанные на равновесии
между двумя жидкими фазами
В этих методах одна из фаз представлена почвенной водой, а
другая — водой, свободной от влияния силовых полей почвы.
Поверхность раздела между этими фазами представлена либо
пористыми пластинами, либо пористыми мембранами. Последние
отличаются от пористых пластин значительно более тонкими
размерами пор и материалом. В обоих случаях размер пор настолько
велик по сравнению с размером пор полупроницаемой мембраны
осмометра, что позволяет свободно проходить через рих
растворенным в почвенной воде веществам. Это приводит к тому, что
концентрации растворенных веществ сравнительно быстро
выравниваются и не сказываются на устанавливающемся в этом случае
гидростатическом давлении. В результате осмотическая
составляющая полного потенциала не учитывается и в условиях, когда
влияние гравитационных сил сведено до минимума
(лабораторные установки с толщиной образца не выше 10 мм), а внешнее
газовое давление и давление окружающей образец поверхности
остаются постоянными, с помощью этих методов измеряется
влияние капиллярно-сорбционных сил на энергетическое
состояние воды в почве.
В тензиометрических методах равновесие устанавливается
путем понижения давления в фазе, представленной свободным
почвенным раствором, а в методах мембранного пресса путем
повышения давления на фазу, представленную водой в почве. На
рис. Ш.7 показаны схемы полевых тензиометрических установок.
137

г///////////ш
У7?Л
^^!7777^777!77777Р7Ш
т^М
7Я777777777777777777777777777777?
Рис. III.7. Схема полевых тензиометров:
hi — высота ртутного столба в манометре на высоте Лг от уровня
размещения пористого зонда; / н U — размещение пористого зоида от
поверхности почвы. Потенциал воды на высоте h2 равен кфт см води. ст.э а на
глубине /—-ф^—Я см водн. CT.«Aipm—U2pa>=Aipm—h2.
1 — отверстие для пополнения воды и удаления воздушных пузырьков, 2—
вакуумный манометр, 3— ртутный манометр, 4 — воздушная ловушка, 5 — вода.
(Здесь рт — плотность ртути, рю — плотность воды равная 1)
/г Шуцмц
^
с
Т
н\
i
шш
5УТ
■р^=л
fl-J
vfa
кд
;Ь=^
—— — ж
в
Рнс. II 1.8. Типы лабораторных тензиометрических установок.
Понижение давления осуществляется: а) с помощью водного столба Я;
б) с помощью водио-ртутного столба Я+А; в) комбинированием
подвешивания водного столба и созданием вакуума.
/ — пористая пластина, 2 — образец почвы, 3 — вода, 4 — ртуть,
5 — пробка, 6 — крышка

В лабораторных условиях понижение давления в свободном
почвенном растворе можно осуществлять как путем подвешивания
под пористой пластиной водного или водно-ртутного столба, так
и комбинированием подвешивания водного столба и создания
вакуума на нижней границе этого водного столба (рис. III.8).
Одним из способов понижения давления в свободном
почвенном растворе является центрифугирование.
Так как во всех этих методах поверхность раздела
проницаема не только для воды, но и для растворенных веществ
(следовательно, исключена возможность возникновения разности
потенциалов за счет разности концентраций растворенных веществ
в разделенных пористой
пластиной фазах), то с их
помощью измеряется величина
только капиллярно-сорбцион-
ного потенциала.
Диапазон применения этих
методов ограничивается
качеством поверхности раздела
между фазами и прежде все- .. \ , Ж tl |до
го размером пор пористых " А L * и '
пластин и мембран. Методы
понижения давления под
пористой пластиной применяют в
диапазоне выше — 100 Дж/кг
или — 1000 мбар, а методы
повышения давления на
почвенную воду, как правило, в
диапазоне от — 100 Дж/кг
до — 2000 Дж/кг или от —
1000 мбар до — 20000 мбар
при условии, что используется
очень тонкопористая
мембрана.
Метод мембранного
пресса основан на том, что
выравнивание капиллярно-сор-
бционного потенциала воды в почвенном образце с потенциалом
свободной воды происходит через тонкопористую мембрану,
проницаемую для воды и солей, но непроницаемую для почвы в
результате повышения внешнего давления над образцом (рис. III.9).
Этот метод применяют для измерения капиллярно-сорбцион-
ных потенциалов ниже —100 Дж/кг, т. е. там, где более
чувствительный тензиометрический метод не применяют. К тому же
метод мембранного пресса дает наиболее надежные результаты при
сравнительно высоких давлениях из-за большого сопротивления
тонкопористой мембраны. Обычно с помощью этого метода
можно измерять капиллярно-сорбционный потенциал до —1500
—2000 Дж/кг, так как используемая в этих случаях простая цел-
^
Рис. Ш.9. Схема мембранного прес>
са (по Кутнлеку, 1978):
/ — пористая пластина или
мембрана, 2 — образец почвы, 3 — вода
139

лофановая мембрана не выдерживает более высоких
давлений.
В настоящее время существует ряд конструкций мембранных
прессов. В одних из них в камеру с повышенным давлением
помещают сразу несколько почвенных образцов в металлических
кольцах, размеры которых описаны выше. По достижении
равновесия (о котором судят по времени, установленном в специальном
методическом опыте) давление в камере сбрасывают, а образцы
извлекают и взвешивают, чтобы определить влажность образца
почвы, соответствующую заданному потенциалу воды. Это более
производительный, но менее точный и надежный метод. В
других методах камера рассчитана на индивидуальный образец, а о
равновесии судят так же, как и в тензиометрическом методе, —
по прекращению движения уровня воды в измерительной
бюретке.
Общий недостаток, свойственный всем конструкциям
мембранных прессов, заключается в ненадежности установления
равновесной влажности из-за низкой гидравлической проводимости и
частой механической повреждаемости целлофановой мембраны.
Кроме того, этот метод требует специального оборудования для
работы с высокими давлениями и поэтому недоступен для
широкого лабораторного использования.
§ 4. Основная гидрофизическая характеристика почвы
и методы ее определения и расчета
Ранее было отмечено, что зависимость капиллярно-сорбцион-
ного потенциала воды от влажности почвы 4?pm(W) тесно
связана с минералогическим и химическим составом элементарных
почвенных частиц, с удельной поверхностью почвы, с ее
гранулометрическим микроагрегатным и агрегатным составом, т. е. со
всеми уровнями структурной организации твердой части почвы
вплоть до горизонтного. Это отчетливо видно на рис. ШЛО.
Поэтому ОГХ (основную гидрофизическую характеристику) можно
рассматривать как интегральную структурную характеристику
почвы.
Характеризующая эту зависимость кривая является
своеобразной репликой, отражающей особенности и состава и структуры
почвенного горизонта или слоя. Поэтому Чайльдс (Childs, 1940)
назвал ее характеристической кривой почвенной ©лаги и обратил
внимание на широкие возможности ее применения для
исследования физических свойств почв. Подчеркивая большую
информационную емкость этой зависимости, А. М. Глобус (1969) назвал
ее основной гидрофизической характеристикой почвы.
Из-за гистерезисных яелений зависимость y¥pm(W)
неоднозначна (рис. III. 11). Одной и той же величине потенциала
соответствуют различные влажности почвы в зависимости от условий
ее высыхания и увлажнения. Поэтому различают граничные
кривые иссушения и увлажнения, дополняющиеся в случае
необходимо

%Д*Г«г % Дм/кг
%А*1«г ° %Дж/кг
I I 1 1 1 1—J L. I 1 « i \ L_J 1_
0,7 О, J 0,5 IV, г/г 0,1 О, J 0,5 W,r/r
в 2
Рис. ШЛО. Кривые зависимости капиллярио-сорбционного потенциала воды от
влажности почвы*
а — основные генетические горизонты нерасчленеиной темно-каштановой почвы;
б — фракции агрегатов: 2 — 1—2 мм, 3 — 2—3 мм, 4 — 3—5 мм; в —
фракции микроагрегатов: 2 — 0,001—0,005 мм, 3 — 0,005—0,01 мм, 4 —
0,01—0,05 мм, 5 — 0,05—0,25 мм; г — фракции ЭПЧ: 2 — мельче 0,001 мм,
3 — 0,001—0,005 мм, 4 — 0,005—0,01 мм, 5 — 0,01—0,05 мм, 6 — 0,05—
0,25 мм.
В случаях б, в и г — нерасчлененная почва, гор. А1
мости промежуточными или сканирующими кривыми,
соответствующими частным циклам.
Основные причины статического капиллярно-сорбционного
гистерезиса, охватывающего практически весь диапазон
влажности почвы, следующие: нерегулярность формы порового
пространства, в котором большие пустоты сменяются более узкими
каналами, различие в углах смачивания при заполнении и дренирова-
141

нии пор, наличие тупиковых пор с защемленным © них воздухом;
специфическая геометрия поверхности раздела вода—воздух при
смачивании частиц, образующих почву.
Гистерезис является серьезным препятствием на пути
применения термодинамической теории движения почвенной влаги.
Поэтому в настоящее время исследователи пытаются найти
способы его учета.
Поскольку © естественных условиях в почвах обычно быстро
протекающий процесс их увлажнения (при осадках или
поливах) сменяется сравнительно
длинным периодом иссушения,
определяющим как рост и
развитие сельскохозяйственных
растений, так и
технологические свойства почвы,
постольку для практических целей
принято преимущественно
определять ветвь иссушения ги-
стерезисной петли.
В настоящее время
основную гидрофизическую
характеристику почв определяют
экспериментально, применяя
несколько методов (тензиомет-
рический, метод мембранного
пресса, метод сорбционного
равновесия с парами воды),
каждый из которых достаточ-
N но чувствителен и точен лишь
в определенном интервале
Рис. III.11. Гистерезис основной влажностей и энергий.
гидрофизической характеристики Метод сорбционного
равновесия с парами воды по
принципу измерения должен определять полный потенциал воды,
однако, как показали наши исследования (Воронин, Скалабан, 1978),в
этом диапазоне ©лажностей полный потенциал совпадает с ка-
пиллярно-сорбционным из-за отсутствия осмотической
составляющей, поскольку эти влажности входят в область нерастворяюще-
го объема. Как видно на рис. III. 12, осмотическая составляющая
начинает проявляться лишь при влажностях больше
максимальной гигроскопической. Это дает основание соединять в единую
кривую результаты измерения потенциала воды тензиометриче-
ским методом, методом мембранного пресса и методом
сорбционного равновесия паров воды с почвой.
Определение основной гидрофизической характеристики почв
отмеченными выше методами требует много времени. К тому же
в диапазоне средних влажностей из-за низкой гидравлической
проводимости почвы достижение равновесия затруднено, что не
всегда позволяет получить надежные результаты. Поэтому ис-
142

следователи давно пытаются формализовать зависимость
потенциала воды от влажности почвы.
Виссер (Visser, 1969) обратил внимание на то, что сигмоид-
ную форму десорбционных кривых ОГХ почвы можно вполне
удовлетворительно описать уравнением
*' —V*—•
(111.24)
где е — пористость; 0 — влажность (% от объема почвы), при
которой определяют потенциал; Л, т и п — константы, которые
можно рассчитать, используя нелинейные методы или найти по
предложенным Виссером номограммам.
<р,Дж/кг
Ф,Дж/кг
fO$V
<Р,Д*/кг
106\
0t10,Z0t30fi0,5W^f A 0t2 jd'Ц4 0,6 О,0^Г А A A A Of ^Г
Рис. 111.12. Зависимость полного (/) и капиллярно-сорбционного (2)
потенциалов воды от влажности светло-каштановой тяжелосуглинистой почвы
Гарднер, Хиллел, Бениамини (Gardner, Hillel, Benyamini,
1970) предложили аппроксимировать часть кривой зависимостью
♦-*(*)*■
(111.25)
где Qs — влажность насыщения, b — константа, которую можно
определить, нанеся экспериментальные данные на
логарифмическую сетку. В логарифмических координатах это будет прямая
линия, наклон которой дает —Ь.
Г. Р. Кумар (Chosh Ranjit Kumar, 1980) установил
корреляцию между константой и процентным содержанием фракций
песка, пыли и глины. Это позволило определить константу Ъ для
рада почв, гранулометрический состав которых был известен.
Основной недостаток этого подхода состоит в трудности
надежного определения величин 4% и 8*, особенно для
агрегированных почв среднего и тяжелого гранулометрического состава,
имеющих несколько перегибов кривой. Для плохо агрегированных
почв эту точку трудно найти из-за плавного характера кривой
ОГХ.
143

Б. Н. Мичурин и В. Г. Онищенко (1975) пытаются подойти к
расчету кривой зависимости Ч^"1 через обобщенные кривые,
используя для этой цели удельную поверхность почв s. Они нашли,
что лучшее соответствие между экспериментально
определяемыми кривыми и расчетными получается тогда, когда
рассматривают зависимость между приведенным потенциалом и количеством
свободной воды, рассматриваемыми как разность между
заданной влажностью Wi и 2Wm — двойным мономолекулярным слоем
по БЭТ:
{Wir-2Wm).
М. Кутилек (Kutilek, 1978) представил найденную Б. Н.
Мичуриным связь между капиллярно-сорбционным потенциалом
воды, влажностью почвы и удельной поверхностью в следующем
виде:
4?Pm=As(Wi—2Wm)-b, (111.26)
где А и Ъ — константы, характерные для каждой почдаы.
Нами предложен новый теоретически обоснованный подход к
определению зависимости между капиллярно-сорбционным
потенциалом воды и ее содержанием в почве, опирающийся на
обсужденные ранее представления о роли расклинивающего
давления в этой зависимости (Воронин, 1984).
В результате, сильного, влияйця , поверхности твердой ч^сти
почвы на взаимодействующие с ней молекулы воды зависимость
в адсорбционных пленках отличается от той, которая наблюдается
в смачивающих пленках. Поэтому их следует рассматривать
отдельно.
В первом случае из-за геометрической и энергетической
неоднородности поверхности твердой части почвы эту зависимость
трудно предсказать и поэтому ее приходится определять
экспериментально. В случае смачивающей пленки можно предполагать,
что неоднородность поверхности твердой части уже не оказывает
существенного «влияния на зависимость xPpm(W), и она
определяется ионно-электростатической и молекулярной составляющими,
выраженными уравнением 1.66. Поскольку в почвах неизвестны
многие из входящих в константу А величин, постольку ее
приходится определять эмпирически.
Толщину смачивающей пленки z в уравнении 1.66 удобнее
выразить через число монослоев 1.66 воды и таким образом ввести
в 1.66 непосредственно величину влажности почвы Wi, Для
которой рассчитывается Ч^. Так как рассматривается только
смачивающая пленка, то из Wt необходимо исключить количество
воды, приходящейся на адсорбционный слой (Wa), а разность
(W,—Wa) отнести к количеству воды, размещенному на внешней
поверхности адсорбционного слоя (Wm)e.
Вопрос о количестве воды в адсорбционном слое остается до
настоящего времени недостаточно ясным. Б. Н. Мичурин (1975)
предложил считать это количество равным двум монослоям по
144

БЭТ. Однако результаты наших исследований показывают, что*
точнее это количество следует считать равным сумме монослое©,
рассчитываемых по БЭТ и по Фаррэру.
Подставив в равенство 1.66 ————
*-■
(Wm)e
А
вместо z, получим
[ (Wm)e J
(Ш.27>,
В каждом конкретном случае константы А и п можно
довольно легко определить, так как функции такого вида в
логарифмических координатах представляют прямую линию.
Прологарифмировав абсолютные значения выражения 111.27, получим
ад%|.„Л_„[Л=Ь.].
(П1.28>
Нанеся на логарифмическую сетку результаты
эксперименту W
тально определенных величин Ч^"1 и — —, полученных ме-
(Wm)e
тодами сорбции пара,
мембранного пресса и
лабораторным тензиометрическим
методом, убеждаемся (рис. III. 13),
что они довольно тесно
ложатся на прямую линию и,
следовательно, подтверждают
высказанное ранее
предположение о том, что зависимость
*¥(№) в этом интервале влаж-
ностей хорошо
аппроксимируется функцией 1.66. Проведя
эту прямую до пересечения с
ординатой, получим численное
значение константы А,
представляющее собой величину
капиллярно-сорбционного
потенциала воды в почве при
влажности образования
первого слоя смачивающей пленки
Ч^с. Таким образом,
выражение 111.27 можно представить
как
7,5 2,0
!>< = ■
Г Wt - Wa 1 п '
L (Wm)e J
Phc. III.13. Зависимость логарифма
капиллярно-сорбционного
потенциала воды от логарифма толщины
смачивающей пленки:
1 — гор. А1 чернозема
обыкновенного, 2 — гор. А2 дерново-снльно-
подзолистой почвы, 3 — гор. С1
каштановой почвы
145.

«ли
*—Ч-т^Г- <ш-29>
Поскольку для проведения прямой линии достаточно
небольшого числа точек, то можно ограничиться лишь теми
экспериментальными данными, которые получены методами, позволяющими
сравнительно легко и надежо определить капиллярно-сорбцион-
яый потенциал воды при соответствующих влажностях почвы.
К числу таких методов относятся метод сорбции паров воды и
лабораторный тензиометрический метод, так как они обеспечивают
достижение надежного равновесия. Предложенный метод расчета
данного участка кривой водоудерживаемости позволяет
исключить сложный и ненадежный метод мембранного пресса из
определения зависимости y¥pm(W) и, следовательно, уточнить,
ускорить, упростить и удешевить ее определение.
Суть этого метода определения основной гидрофизической
характеристики почвы состоит в том, что экспериментально
определяют лишь те участки кривой, которые трудно формализовать
из-за энергетической и геометрической неоднородности твердой
части почвы (в диапазоне адсорбционных сил) либо из-за
нерегулярности пустот, особенно в агрегированных почвах (©
диапазоне действия капиллярных сил), но в то же время их можно
сравнительно легко и надежно измерить. На основе этих- измерений
рассчитывают параметры Vac или далее по уравнению 111.29
рассчитывают диапазон кривой, в котором экспериментальное
определение затруднено.
Расчет может оказаться успешным, а отдельные участки
кривой хорошо состыкованы лишь только в том случае, когда они
*5удут опираться на точные экспериментальные данные.
Глава 3
свойства почвенной влаги
§ 1. Адсорбированная прочносвязанная вода
Изучая зависимость теплоты смачивания почв от влажности,
Родевальд и Митчерлих (Rodewald, Mitscherlich, 1904) вывели
формулу, позволяющую определить количество воды, при
котором теплота смачивания равна нулю, и предположили, что это
количество ©оды соответствует максимальному количеству
гигроскопически связанной воды Wh. Далее, помещая эти же образцы
почв в вакуум-эксикаторы с различными относительными
давлениями пара, создающимися над растворами H2SO4 различной
концентрации, они нашли, что количество воды, равное Wh>
образовывалось в результате насыщения почвы над 10% раствором
J46

H2S04, т. е. при р//?о=0,96 и 7=20°. Эта величина, названная*
максимальной гигроскопичностью почв, была отнесена к почвен-
но-гидрологическим константам и получила в дальнейшем не
совсем строгое толкование как максимальное количество воды,
которое может сорбировать почва при р/ро> близком к 1. Однако ни
особенности структуры и состава твердой фазы почвы, ни
термодинамика этого явления не дают оснований для каких-либо
ограничений сорбции паров воды. При строгом термостатировании
пары воды будут поглощаться почвой, а количество
сорбированной воды будет непрерывно возрастать по мере роста р/р0.
Отмечаемая некоторыми авторами стабилизация количества
сорбированной воды по мере приближения к р/ро, близкому к 1,
объясняется тем, что при этих относительных давлениях сорбция паров*
воды происходит очень медленно, а даже незначительные
нарушения термостатичности в течение этого времени приводят к
изменению содержания сорбированной воды в ту или иную сторону.
К тому же проведенный А. А. Роде (1965) анализ данных
П. И. Андрианова (1937) позволил выразить обоснованное
сомнение в правильности положения Митчерлиха о том, что
выделение теплоты смачивания почвой прекращается как раз по
достижении влажности, равной максимальной гигроскопичности. Дело
в том, что при определении максимальной гигроскопичности, по*
Митчерлиху, т. е. насыщении образцов почвы при р/ро=0,965 над
10%-ной H2S04, имеет место капиллярная конденсация —
процесс, не связанный с выделением теплоты смачивания. Это дала»
основание А. А. Роде (1965) предположить, что количество влаги,
связывание которого сопровождается выделением тепла, должна
быть меньше максимальной гигроскопичности. Сопоставив
величину отношения теплоты смачивания г& к Wh — влажности почвы,
при которой теплота смачивания становится равной нулю, с
отношением го к WMr — влажности, соответствующей максимальной
гигроскопичности и разделив первое отношение, которое в
среднем равнялось 0,34 Дж-кг-1, на второе, равное 0,21 ДЖ'КГ"1,.
Роде получил
ге . го ___ Q»34 __ j g
Wh ' Wur 0,21
и сделал правильный вывод о том, что МГ в среднем в 1,6 раза»,
превышает величину Wh — то количество влаги, сорбция
которого связана с выделением теплоты смачивания.
Найденное отношение позволило грубо оценить долкг
связанной воды в величине МГ. По расчету она составляет
приблизительно 60% от МГ. Это указывает на отсутствие оснований для
того, чтобы с МГ связывать количество прочносвязанной воды и
что максимальная гигроскопичность яеляется чисто условной, не
имеющей физического смысла величиной. Однако то
обстоятельство, что длительное время максимальную гигроскопичность
принимали за так называемую почвенно-гидрологическую константу
и на ее основе рассчитывали ряд важнейших гидрологических и
147-

агрофизических показателей (например, влажность завядания
растений), делает необходимым такое подробное обсуждение этой
величины.
Поскольку, как это отмечено в предыдущем разделе, в
данном диапазоне влажностей и потенциалов существует между ними
строгая математическая зависимость III.29, постольку взятая при
любом потенциале в этом диапазоне влажность может служить
исходной для расчета каких-то в ряде случаев полезных
эмпирических соотношений. Это относится и к влажностям при ?т=
= —4820 Дж-кг-1, т. е. при р/р0=0,965 и pf=4,7 и Vm=
='—2733 Дж-кг"1, т. е. при р/р0=0,980 и pF=4,45.
При строгом же теоретическом подходе в качестве таких
исходных влажностей следует брать лишь те, которые имеют
строгий физический смысл. Такой влажностью, очевидно, является
«величина Wh, представляющая собой, по мнению Роде (1965), не
что иное, как наибольшее количество воды, которое может быть
лрочно связано почвой, названное им максимальной
адсорбционной влагоемкостью (МАВ).
Первоначально этот термин был предложен П. И. Колосковым
(1938), считавшим его синонимом лебедевского термина
«максимальная молекулярная влагоемкость». А. А. Роде (1965)
справедливо отметил, что синонимом термина А. Ф. Лебедева его
можно считать лишь при условии, что этот термин будет
употребляться в теоретическом смысле, который в него вложен
Лебедевым и который, как мы увидим позже, не соответствует
величинам максимальной молекулярной влагоемкости, определяемым
предложенными Лебедевым методами.
Изменение энергетического состояния воды при ее
содержании, равном Wh, приводит к изменению ее физического состояния
и, следовательно, ее свойств.
Парциальная молярная, или удельная, энтропия
адсорбированной воды в пленке толщиной в 2—3 молекулярных слоя ниже,
чем парциальная энтропия свободной воды. Это указывает на
большую упорядоченность молекул адсорбированной воды по
сравнению со свободной. Вызвано ли это увеличение
упорядоченности гидратацией ионов или гидратацией поверхности почвенных
частиц, пока точно не установлено. Однако можно предполагать,
что упорядоченность связана с влиянием как ионов, так и
поверхности почвенных частиц. Существует предположение о том, что
вода при этом содержании имеет у поверхности глинистых
частиц квазикристаллическую структуру, повторяющую в общих
чертах структуру их поверхности. Если это принять, то
гидромеханические свойства воды должны быть следующими:
1) она должна иметь предельное сопротивление сдвигу,
обусловливающее существование порогового гидравлического
градиента, ниже которого поток не возникает;
2) после возникновения потока должен существовать диапазон
гидравлических градиентов, сверх которого возникает
ньютоновское течение, т. е. вязкость должна зависеть от сдвигового усилия;
148

3) вязкость должна увеличиваться с приближением к
поверхности глинистой частицы;
4) вблизи поверхности вязкость должна быть выше, чем
вязкость свободной ©оды.
Интересно отметить, что характерная для связанной воды
повышенная вязкость распространяется на значительно большее,
чем 2—3 молекулярных слоя расстояние, достигая иногда порядка
60 А.
Подобно вязкости ведет себя диэлектрическая проницаемость,
которая возрастает от 5—10 в области прочносвязанной воды до
80 по мере возрастания влажности и, следовательно, удаления от
поверхностей раздела твердой фазы почвы с жидкой. В области
прочносвязанной воды диэлектрическая проницаемость особенно
чувствительна к частоте тока. Она резко понижается при
сравнительно небольшом повышении частоты. Это тоже, вероятно,
указывает на ее квазикристаллическую структуру. Аномальная
дисперсия у свободной воды отмечается при значительно больших
частотах.
Несмотря на то что плотность воды или обратная ей
величина — удельный объем — необходима для выяснения типа
упаковки воды в структуре, вопрос об их величине для связанной воды
окончательно еще не решен, что, вероятно, связано с
отсутствием надежной методики измерения плотности адсорбированной
воды.
Одни исследователи (Чапек, 1935; Де Вит, Арене, 1950;
Мартин, 1960) находили, что связанная вода обладает повышенной
плотностью; другие (Лоу, Андерсон, 1958; Лоу, 1966) считали, что
удельный объем адсорбированной воды близок к таковому чистое
воды, а это значит, что плотность адсорбированной воды близка
к плотности свободной воды; третьи (Бокий, 1961,) полагают, что
плотность первого слоя молекул ©оды, адсорбированных
почвенной частицей, меньше единицы, из-за того, что, располагаясь в
гексогональных лунках, образованных атомами кислорода кремне-
кислородного тетраэдрического слоя, молекулы воды находятся
на расстояниях, исключающих возможность возникновения между
ними водородных связей и образования плотного
мономолекулярного слоя. Однако не исключено, что при влажности
формирования поверхности раздела вода—воздух, т. е. в слое толщиной в
две-три молекулы, плотность воды может быть несколько выше,
чем у свободной воды, особенно если обменные катионы малы по
размерам и многовалентны.
До недавнего времени не существовало сравнительно простого
и достаточно точного метода определения количества
прочносвязанной воды или максимальной адсорбционной влагоемкости.
Было известно лишь, что МАВ составляет 0,6—0,7 от МГ.
Определение МАВ по зависимости теплоты смачивания от влажности
очень трудоемко даже в упрощенных вариантах и ненадежно, так
как некоторое количество теплоты может выделяться за счет
реакций, не связанных с адсорбцией воды.
149

1-7
10s
10*
to*
г 6
I 5
I 4
гJ
Мы обратили внимание на то, что достаточно строгое и
точное представление о количестве прочносвязанной воды дает
влажность при потенциале воды, соответствующем первому слою
смачивающей пленки Vac (Воронин, 1984). При потенциалах
воды ниже Vac вода находится под сильным влиянием
молекулярных и электростатических сил, возникающих на поверхностях
почвенных частиц, и поэтому свойства воды изменены по
сравнению со свойствами свободной воды.
Содержание воды при
этом потенциале равно
трем молекулярным
слоям воды, считая их не
как три монослоя по
БЭТ, а с учетом того, что
содержание воды в
каждом следующем слое
молекул меньше
предыдущего, Т. е. Wac=№m +
+ 2{Wm)e.
Дифференциальная
теплота смачивания
приближается к нулю при
содержании воды,
соответствующем трем
молекулярным слоям. При этом
же содержании воды
отмечается резкое
изменение ряда ее свойств.
Отсюда следует, что
влажность почвы при Vac
соответствует наибольшее
му количеству
прочносвязанной воды, т. е. тому
количеству, которое удерживается адсорбционными силами и
поэтому представляет собой максимальную адсорбционную влаго-
емкость. Потенциал воды (Vac) при этой влажности является
потенциалом, соответствующим МАВ, и его можно обозначить как
^мав.
Как видно на рис. III.14, нанесенные на кривые ОГХ почв
величины Vmab закономерно смещаются в сторону более низких
величин по мере утяжеления гранулометрического состава почв
и лежат на прямой, которая аппроксимируется уравнением
lg|VMAB |=4,2+3^, (Ш.ЗО)
где W — содержание воды в почве (в г/г). Это смещение
вызвано увеличением положительной кривизны поверхности раздела
вода—воздух по мере уменьшения среднего размера ЭПЧ,
приводящим к формированию пленки постоянной толщины при более
низких потенциалах воды.
70'Ь 'Ь 2F
/h 0Y 1Ъ
% „. 0,1 0,2 0,3 0,Ь 0,5 0,6 0,7
Ыгг/г
Рис. III. 14. Связь областей перехода
категорий почвенной влаги с основной
гидрофизической характеристикой почв:
/ — гор. А1, 2 — В1 чернозема
обыкновенного, 3 — гор. А1, 4 — А2
дерново-подзолистой почвы, 5 — С1 каштановой почвы
150

Зависимость 111.30 позволяет легко найти на кривых ОГХ
потенциал воды Vmab и соответствующую ему максимальную
адсорбционную влагоемкость. В случае когда для определения
ОГХ применяли расчетно-экспериментальный метод МАВ, можно
рассчитать по полученной из 111.30 формуле
^=^«^£.100, (Ш.31)
где И?мав выражено © %.
На рис. III. 14 видно, что на почвах тяжелого
гранулометрического состава с большим содержанием набухающих минералов
МАВ и соответствующий ее потенциал достаточно четко
проявляются в виде перегиба на кривых ОГХ.
§ 2. Пленочная рыхлосвязанная вода
Дальнейшее поглощение воды почвой как из пара, так и при
контакте с жидкой ©одой происходит в результате совместного
действия дальнодействующих дисперсионных и частично ионно-
электростатических поверхностных сил, обусловливающих
существование пленки вокруг ЭПЧ с положительной кривизной
поверхности раздела, и менисковых (капиллярных) сил,
возникающих в воде расположенной в ©иде манжет на стыках почвенных
частиц. При небольшом содержании воды в почве она
представлена преимущественно в виде пленок и находится под заметным
воздействием поверхностных сил, влияющих на некоторые
свойства воды. Для нее характерна несколько повышенная по
сравнению со свободной водой вязкость и меньшая диэлектрическая
проницаемость. Некоторые исследователи полагают, что молекулы
пленочной воды частично ориентированы, однако прямых
доказательств нет.
Несмотря на то что пленочная и капиллярная влага
представляют собой единую гидромеханическую систему, свойства этих
видов влаги различны, поэтому интересно знать, какую долю
составляет каждая из них в общем объеме удерживаемой влаги.
Здесь открываются возможности для ответа на давно
интересующий исследователей вопрос о границе между рыхлосвязанной и
свободной водой.
Рассмотренный в гл. 2, § 5 расчетно-экспериментальный метод
определения ОГХ позволил Воронину (1981) представить
предложенный Нерпиным (1975) метод расчета зависимости между
количеством пленочной ©лаги и капиллярно-сорбционным
потенциалом воды в почве по кривым ОГХ в следующем виде:
W
нас
Wn* = i ТТК . (Ш-32>
151

где Wtui — содержание пленочной воды; WW — влажность
насыщения почвы водой; W — влажность, при которой определяется
содержание пленочной влаги; Ч^ — потенциал воды при
«влажности W; у~ — поверхностное натяжение на границе со
свободной водой; п — показатель степени в уравнении 111.29; Фмав —
потенциал воды, соответствующий максимальной адсорбционной
влагоемкости, или потенциал первого слоя смачивающей пленки.
Для того чтобы выразить
Vmab в единицах поверхностного
натяжения, т. е. в Дж-м-2,
необходимо Vmab в Дж-г~1
разделить на 3616 м^г-1 воды, т.е. на
площадь, занимаемую одномоле-
куляриым слоем воды массой в
1 г. Необходимо обратить
внимание на то, что числитель в III.32
выражен в Дж-кг^1 почвы, а
знаменатель — в Дж-кг-1 воды,
поэтому в результате получаем
содержание пленочной влаги в
кг воды на кг"1 почвы.
Рассчитанные в пределах
смачивающей пленки по уравнению
111.32 зависимости между
содержанием пленочной влаги и кат
пиллярно-сорбционным
потенциалом воды в почвах показаны на
рис. III.15. На кривых отчетлива
видны области с высоким и
близким друг к другу содержанием пленочной влаги и достаточно'
четко выраженным его максимумом при определенном и
характерном для каждой почвы капиллярно-сорбционном потенциале
воды. Существование этого максимума связано с тем, что с
увеличением влажности почвы и повышением капиллярно-сорбцион-
ного потенциала воды увеличивается содержание прежде всего
пленочной влаги за счет утолщения пленок, но одновременно
происходит постепенное сокращение поверхности пленок и
увеличение поверхности менисков, приводящее к уменьшению
пленочной и увеличению капиллярной влаги. Резкое сокращение
площади пленок начинается тогда, когда их толщина достигает таких
размеров, при которых происходит слияние менисков и
заполнение пор между ЭПЧ. Потенциал воды, при котором происходит
слияние менисков и заполнение пор между почвенными
частицами, С. В, Нерпин (1967) назвал первым критическим
потенциалом ^кр.ь В почвах, состоящих из частиц различной крупности и
характеризующихся широким диапазоном размеров пор,
довольно трудно определить величину первого критического потенциала
воды, так как происходит последовательное заполнение пор
водой от мелких к крупным. Поэтому было предложено за ЧЪрл
»♦
Нем бодаст
•9,8П0° -WW 'WW7
Рис. III. 15. Зависимость между
содержанием пленочной влаги и ка-
пнллярно-сорбционным потенциалом
воды в почвах:
/ — гор. А1, 2 — В1 чернозема
обыкновенного, 3 — С1 каштановой
почвы, 4 — А2 дерново-подзолистой
почвы
152

принимать капиллярно-сорбционный потенциал почвенной влаги
при максимуме пленочной влаги, а область потенциалов с
близкими к нему величинами считать областью перехода между
пленочной рыхлосвязанной и пленочной капиллярной свободной
водой. Есть достаточно оснований полагать, что именно эту область
перехода обнаружил А. Ф. Лебедев (1936) и, связав ее только с
действием молекулярных сил, назвал одну из влажностей этой
области перехода максимальной молекулярной влагоемкостью
(ММВ). Однако предложенные Лебедевым методы определения
ММВ (центрифугирование и метод пелночного равновесия) не
имели строго термодинамического обоснования и поэтому не
позволяли надежно ее определить. Принципиальные недостатки
этих методов заключаются в эмпиричности подбора условий
определения ММВ и отсутствии контроля за достижением
соответствующей равновесной влажности. Вследствие этого
определяемая влажность далеко не всегда соответствует области перехода
пленочной рыхлосвязанной ©оды в пленочно-капиллярную.
А. М. Васильев (1952) попытался устранить недостатки метода
пленочного равновесия, введя контроль за водоотдачей.
Полученные с помощью этого метода данные (табл. III.1) находятся в
хорошем согласии с рассчитанными по уравнению III.32
максимумами содержания пленочной влаги. Несмотря на сложный пленоч-
ко-менисковый механизм удерживания этой влаги, есть все
основания сохранить за ней название максимальной молекулярной
влагоемкостью, так как при максимальном содержании
пленочной влаги вода находится преимущественно под действием
поверхностных сил, среди которых существенную роль играют
молекулярные силы. Соответствующий этой влажности
капиллярно-сорбционный потенциал воды, вероятно, правильнее назвать
потенциалом воды при ММВ Ymmb, а не первым критическим
потенциалом, как это было предложено ранее (Воронин, 1984).
Предложенное название, во-первых, ближе соответствует физическому
смыслу и, во-вторых, позволяет избежать путаницы и сохранить
преемственность в терминах.
Перенеся Ymmb на соответствующие кривые ОГХ (см. рис.
III. 14), можно легко убедиться в том, что ^ммв подобно Vmab
закономерно смещаются е сторону их более низких величин по
мере утяжеления гранулометрического состава почв и лежат на
прямой, описываемой уравнением вида
1ё|^ммв| = 1,17+3^ммв, (111.33)
где W — влажность почвы в г/г.
Отмеченная закономерность тоже связана с влиянием
кривизны поверхности раздела вода—воздух и объясняется тем, что по
мере уменьшения размера ЭПЧ, во-первых, повышается кривизна
поверхности пленок, приводящая к уменьшению их толщины, а.
во-вторых, уменьшается размер пор между ЭПЧ. В результате
заполнение пор и резкое сокращение площади пленок начинаются
при более низких потенциалах воды. С укрупнением размера час-
153

ее
SX
Н 3
8
3
i
= i
x в
¥
Влажность предела
текучести, н?пт, %
Определенные общепринятыми методами, %
Определенные по кривым ОГХ, %
1 -g
по кривой
ОГХ по Аттербергу
£
m
Е
0
8
0
<
ЗОНТ
СОЩ СО
счеГю
CONN
©оо to
828"
ооо
r^coto
ооюел
©~сч~оо
g 0 05CO
Я NNN
©жоол
—*СЧ*00
S
I
NOO-м
оГ-Гоо
о оо со
СЧ—СЧ
О* СО 00
^сосо
со-Г^Г
сюа^о^
r}< ^ СО
О^ООО
сГсо со
СОСЧСЧ
NNN
3
соооо^
СОСЧСЧ
g SS8
I
Я
а.
О)
3й
<<з
— ю^сч""
СОСЧСЧ
00* ^ СЧ
СЧСЧСЧ
00^Ю
ю<ооо
О ЮСЧ
СЧ СЧСЧ
COt^CN^
0*0)00
<озсо
S&
СОСЧ
ОО
СО О)
СЧ-«
0)Ю
IOt^
СЧСЛ
СЧ-«
СЧСЧ
,5 СО О)
— оо
сч-«
00 СО
СЧСЧ
1С©
СЧОЭ
СЧ-«
&и
<и

тиц и увеличением размера пор их заполнение будет начинаться
при более высоких потенциалах воды и продолжаться до тех
пор, пока радиус пор не достигнет размера максимально
возможной толщины пленки на плоской поверхности. В порах с
большим радиусом поверхностные силы и толщина пленки не
оказывают влияния на заполнение пор. Величина потенциала воды в
точке пересечения рассматриваемой прямой с осью потенциалов
в среднем близка к —14,7 Дж-кг-1, и, как показывает расчет,
эффективный радиус при этом потенциале близок к 10 мкм, что
соответствует расстоянию, на которое распространяется влияние
поверхностных сил в глубь жидкого компонента на плоской
поверхности (Дистлер, Кобзарева, 1967).
Зависимость 111.33 позволяет легко найти на кривых ОГХ
потенциал воды, соответствующий ММВ, и область перехода между
пленочной рыхлосвязанной и пленочно-капиллярной водой, не
прибегая к довольно сложным расчетам.
Уравнение 111.33 можно представить в виде, удобном для
расчета ММВ:
^MMB=lgl^'-1'17> (III.34)
Только с помощью этого термодинамически обоснованного
метода можно точно определить ММВ в рассматриваемом здесь
физическом смысле.
§ 3. Пленочно-капиллярная вода
В этом переходном диапазоне при впитывании воды почвой
происходит слияние менисков, последовательно захватывающее
более крупные поры. Поверхностные силы сохраняют свое
влияние до того момента, пока эффективный радиус пор не станет
превышать максимально возможной в данных условиях толщины
пленки. В порах с эффективным радиусом больше этой величины
решающее значение имеют капиллярные силы. Область перехода
между пленочно-капиллярной и капиллярной водой можно легко
обнаружить на кривых ОГХ с помощью расчетно-эксперименталь-
ного метода их определения. Эта область отмечается там, где
зависимость капиллярно-сорбционного потенциала воды от
влажности почвы начинает отклоняться от рассчитанной по
уравнению 111.29 вследствие того, что определяющее влияние на
удерживание воды © почве начинают оказывать капиллярные сили,
чутко реагирующие на неоднородность в распределении пор по
размерам, поскольку поверхностные силы уже не оказывают
сглаживающего влияния на мениски.
Влажность почвы, при которой происходит смена капиллярно-
сорбционного механизма удерживания воды на капиллярный, мы
назвали максимальной капиллярно-сорбционной влагоемкостью
(МКСВ) (Воронин, 1984).
155

Подобно отмеченному ранее потенциалу ©оды,
соответствующие максимальным капиллярно-сорбционным влагоемкостям
Vmkcb, смещаются на кривых ОГХ в сторону их более низких
величин по мере утяжеления гранулометрического состава почв и
лежат на прямой, пересекающей ось потенциалов в той же точке,
как и прямая, на которой лежат Ч^мв, т. е. при lg|"^| ^ 1Л7 или
при 4я « — 14,7 Дж-кг"1. Пересечение отмеченных выше прямых
в одной точке убедительно подтверждает ее физический смысл,
состоящий в том, что при данном потенциале воды отмечается
максимально возможная толщина пленки на плоской поверхности.
Однако в почвах как полидисперсных системах поверхность
твердой фазы искривлена, что сказывается на кривизне поверхности
водных пленок и, следовательно, на их толщине. Так как по мере
утяжеления гранулометрического состава кривизна поверхности
почвенных частиц возрастает, а максимальная толщина пленок
уменьшается, то переход пленочно-капиллярной воды в
капиллярную в тяжелых почвах происходит при меньших эффективных
радиусах пор и более низких потенциалах воды, чем в почвах
легкого гранулометрического состава.
Связь между величинами МКСВ почв и соответствующими
им потенциалами воды "Фмксв можно аппроксимировать
следующей зависимостью:
lg|¥MKCB| = U7,+ flWB, (Ш.35)
где Wukcb выражен в г/г.
Поскольку определяющее влияние в области этого перехода
оказывают капиллярные силы, постольку зависимость Ш.35
отличается от зависимостей 111.30 и 111.33 наклоном прямой или
показателем при W. Из Ш.35 следует, что
1Гмксв%-(1е1*мксв|-U7). 100. (111.36)
В тех случаях, когда ОГХ определяют на образцах с
ненарушенной структурой, величина МКСВ достаточно хорошо
совпадает с полевой влагоемкостью (наименьшей или общей влаго-
емкостью) при условии, что горизонт, в котором определяют эту
величину, не подстилается малопроницаемыми плотными
горизонтами или слоями почвы. В противном случае лежащие ниже
водоупорные горизонты подпирают воду и тем самым повышают
величину полевой влагоемкости по сравнению с МКСВ, доведя ее
почти до полной влагоемкости за счет заполнения всего порового
пространства. Это хорошо видно на примере данных,
представленных в табл. III.1. Так, если МКСВ в гор. А2 дерново-подзолистой
почвы 18,1%, то его полевая влагоемкость практически равна
полной и составляет 21,9%, так как этот горизонт подстилается
плохо водопроницаемым гор. В1. В то же время в обыкновенном
черноземе обе эти величины совпадают достаточно хорошо,
несмотря на различные методы их определения. Если при определе-
156

нии МКСВ в лаборатории можно создать строгие
термодинамически равновесные условия, то в полевых условиях это сделать
трудно и поэтому, казалось бы, маловероятным ожидать
хорошего совпадения.
Полученные результаты позволяют также дать физическое
обоснование полевой влагоемкости, ранее считавшейся чисто
эмпирической величиной. Ее физический смысл состоит в том, что
при влажности, соответствующей полевой влагоемкости,
происходит смена капиллярного механизма удерживания и передвижения
воды в почве на капиллярно-сорбционный, в котором
определяющее влияние оказывает расклинивающее давление.
0,1 0,3 0,5
Wtr/r
0,1 0,3 05
0,1 0,3 0,2
W,ilr
Рис. II 1.16. Основная гидрофизическая характеристика светло-каштановой
тяжелосуглинистой почвы для образцов с ненарушенной (/) и нарушенной (2),
структурой
Это обстоятельство позволяет по-новому подойти к решению
такого важного вопроса, как влияние нарушения структуры
почвы на характер зависимости капиллярно-сорбционного
потенциала воды от влажности почвы (ОГХ). Нарушение естественной
структуры почвы должно приводить к изменению распределения
пор по размерам и, следовательно, к изменению геометрии
поверхности раздела вода—воздух и изменению величин капилляр-
но-сорбционных потенциалов. Из представленных на рис. III.16
результатов наших определений ОГХ на образцах как с ненарут
шенной, так и нарушенной структурой видно, что достоверных
различий в величинах ф в нарушенных и ненарушенных образцах
в диапазоне низких и средних влажностей, т. е. вплоть до
максимальной капиллярно-сорбционной влагоемкости, не обнаружено.
Интересно отметить, что Леннер (Lennheer, 1971), изучая
сезонную динамику распределения пор по размерам в пахотных
пылеватых почвах, нашел, что сезонным изменениям
подвергаются только те поры, которые находятся в интервале
потенциалов воды от 0 до lg|i|)|«l,53, т. е. в диапазоне от насыщения до
15Г

шолевой влагоемкости (для почв данного гранулометрического
состава). Поры с радиусами, эквивалентными величинам
потенциалов lg |г|51 Г>-1,53, в течение всего периода оставались
устойчивыми. Эти факты становятся понятными, если принять во
внимание, что вплоть до МКСВ зависимость между капиллярно-
сорбционным потенциалом и влажностью обусловлена
расклинивающим давлением, нивелирующим нерегулярности в
распределении пор по размерам. По этой причине сглаживаются и
возможные изменения в распределении пор по размерам,
возникающие в результате нарушения естественной структуры почвы.
К тому же при нарушении естественной структуры происходит
вменение геометрии крупных пор, освобождаемых от воды при
потенциалах выше —50 —40 Дж-кг-1, а более мелкие поры
остаются без изменения.
§ 4. Капиллярная вода
При потенциалах выше ярмксв впитывание воды будет
происходить преимущественно за счет капиллярных сил до тех пор,
пока кривизна поверхности менисков не станет почти плоской. Это
встречается в очень крупных порах (>3 мм). Содержание воды
лри таком насыщении называют капиллярной влагоемкостью
(KB).
Но и после капиллярного насыщения в почве остается часть
норового пространства, не заполненная водой. Заполнение водой
всего порового пространства дает представление о полной
влагоемкости или водовместимости почвы. В ненабухающих или слабо-
набухающих почвах водовместимость, выраженная в объемных
процентах, как правило, -близка к общей порозности. В
набухающих почвах полная влагоемкость может существенно превышать
общую порозность.
В диапазоне капиллярной воды в почве можно условно
выделить капиллярно-гравитационную воду.
Область перехода между капиллярной и
капиллярно-гравитационной водой можно определить на кривых ОГХ, проведя из
точки на оси потенциалов, соответствующей потенциалу
—14,7 Дж-кг-1 или эффективному радиусу 10 мкм, прямую,
параллельную оси влажностей до пересечения с интересующей нас
кривой ОГХ. Можно полагать, что в порах с эффективным
радиусом крупнее 10 мкм остается пространство, свободное от влияния
поверхностных сил, по которому преимущественно и будет
происходить проникновение воды в почву под действием
гравитационных сил.
Поскольку при г|)«—14,7 Дж«кг"1 поверхность пленки
приближается к плоской и, следовательно, ее кривизна не оказывает
влияния на энергетическое состояние воды, постольку последнее
полностью определяется капиллярно-сорбционным потенциалом,
равным —14,7 Дж-кг-1, что и дает основание для проведения
«прямой, параллельной оси влажностей.
158

§ 5. Набухание и усадка почвы
При впитывании воды почвой происходит утолщение водных
пленок на поверхности почвенных частиц, приводящее к раздви-
жению последних и увеличению объема системы почва—вода.
Это процесс, вероятно, имеет место в почвах любого
гранулометрического состава, но заметным и доступным для измерения онг
становится лишь в почвах, содержащих достаточное количества
тонкодисперсных частиц, имеющих большую удельную
поверхность. Это связано с тем, что изменение объема системы почва—
вода зависит не только от толщины пленки, но и от площади
контакта между почвенными частицами. В почвах с преобладанием
ЭПЧ крупных размеров угловатой или округлой формы площадь
контактов незначительна, поэтому набухания в них не
наблюдается. Элементарные почвенные частицы илистой фракции,
наоборот, имеют плоскую форму и значительную удельную
поверхность, зависящую как от минералогического состава этой
фракции, так и от состава обменных катионов.
Различают внутрикристаллическое набухание, регистрируемое
с помощью рентгендтфрактометрии у минералов с
расширяющейся решеткой (типа монтмориллонита), и межкристаллическое,
или междоменное набухание.
При внутрикристаллическом набухании вода входит в
межпакетное пространство и адсорбируется внутренними
поверхностями. На этой стадии набухание направлено против
электростатического притяжения между катионами и отрицательно
заряженными поверхностями пакетов.
Преодолеть это притяжение можно лишь с помощью сильно-
гидратируемых катионов. В случае насыщенного кальцием
монтмориллонита (или монтмориллонита с другими многовалентными
катионами) это можно сделать только с помощью приложенной
извне работы для того, чтобы сместить пакеты. Ионы лития и
натрия не предотвращают дальнейшей гидратации, поэтому в
насыщенных литием или натрием монтмориллонитах
внутрикристаллическое набухание может постепенно переходить в
межкристаллическое, так как, в сущности, происходит разделение на
отдельные, неупорядоченно распространенные пакеты.
Внутрикристаллическое набухание не превышает 20 нм и
происходит внутри порового пространства не вызывая
макроскопического изменения объема почвы.
Межкристаллическое, или междоменное (для почв, не
имеющих расширяющейся кристаллической решетки и упорядоченного
расположения пакетов), набухание связано либо с
расклинивающим давлением, обусловленным дальнодействующими силами,
либо с осмотическим давлением, возникающим в результате
концентрации обменных катионов около поверхности глинистых
частиц.
Устойчивость этой системы поддерживается как притяжением
между отрицательно заряженными гранями и положительно за-
15»

ряженными ребрами доменов, кристаллов и отдельных пакетов,
так и капиллярными менисками большой кривизны.
С наступлением стадии межкристаллического набухания все
•более возрастает объем почвы по мере поступления в нее воды.
Полагают, что Na-монтмориллонит расширяется в соответствии с
теорией, основанной на двойном электрическом слое (см. ч. I,
гл. 3, § 3).
Если вследствие наличия обменных катионов в двойном
электрическом слое концентрация раствора в середине расстояния
между двумя параллельными поверхностями выше, чем во
внешнем омывающем частицы растворе, то вода будет поступать в
лространство между поверхностями и расстояние между ними
будет возрастать. Обменные катионы, способные свободно
передвигать воду из внешнего раствора, действуют так, как если бы их
удерживала полупроницаемая мембрана.
Согласно теории двойного слоя потенциальная толщина
водной пленки (или половина расстояния между поверхностями)
должна изменяться обратно пропорционально с валентностью
обменных катионов и концентрацией электролита во внешнем
растворе, омывающем почвенные частицы (см. табл. 1.1). При
ограничении набухания глины проявляется давление набухания
(равное по величине давлению ограничивающей поверхности),
которое зависит от разности концентраций между внешним
омывающим раствором и раствором, содержащим обменные катионы в
центре промежутка между поверхностями глинистых частиц.
В том случае когда пластинчатые кристаллы устроены в виде
доменов в какой-то степени параллельно ориентированных,
двойной электрический слой образуется на внешних поверхностях
доменов, приводя к их раздвижению и набуханию. Однако нельзя
рассматривать набухание только с точки зрения теории двойного
электрического слоя вне связи с поверхностью раздела
вода—воздух и с действием менисковых сил, особенно в полидисперсных
почвах с заметным содержанием крупных ЭПЧ, так как
вода в почве представляет собой единую гидромеханическую
систему.
Отклонения от теории были рассмотрены Норришем (Norrish,
1972) и частично объяснены как следствие связывания частиц
цементирующими агентами, приводящего к росту кристаллов. Шайн-
берг, Бреслер и Клауснер (Shainberg, bresler, Klausner, 1971)
показали, что применительно к Са-монтмориллонитам лучшее
соответствие с теорией двойного электрического слоя было тогда,
когда для расчета использовали удельную поверхность,
определяемую по азоту, так как именно она является осмотически
активной. По нашему мнению, за осмотически активную
поверхность правильнее принимать внешнюю удельную поверхность,
определенную по десорбции паров воды и рассчитанную по Фар-
рэру, поскольку в ней учитываются не только все поверхности
раздела, взаимодействующие с водой, но и отражается влияние
обменных катионов (Воронин, 1984).
460

Усадка—процесс, обратный набуханию, происходит при
удалении воды из почвы. Выделяют следующие этапы усадки:
1. Структурная усадка: потери воды AW превышают
уменьшению объема AV и поэтому отношение AV/AW<.0,9. Это
обусловлено тем, что часть воды теряется из крупных межагрегатных
пор, не приводя к заметным изменениям объема почвы.
2. Нормальная усадка: потери воды соответствуют
изменениям объема и отношение AV/AW^l—0,9.
3. Остаточная усадка: потери опять преобладают над
изменениями объема и, следовательно, отношение AV/AW<.0,9, но в
этом случае непропорциональное уменьшение объема почвы свя-
Таблица Ш.2
АУ,9Аисадксг
Границы усадки и области перехода
между категориями почвенной влаги

Горизонт
Влажность, %
Wt
пу
^МАВ
Wt
су
^ММВ
Пойменная дерново г леевая
оподзоленная почва
А2В.
В
4,4
4,0
7,5
4.4
4,1
7,2
21,0
15,0
25,0
22,4
13,5
25,1
12 16 20 24 28 32
Рис. 111.17». Зависимости между
усадкой и влажностью для
различных горизонтов
дерново-подзолистой почвы
Дерново-подзолистая почва
Апах
А2
В1
В2
ВС
1 2,9
1,6
7,0
6,1
6,9
2,7
1.4
6,8
6,2
7.0
22,0 1
14,9
21,5
22,0
24,0
19,7
15,4
21,7
23,2
24,8
зано с тем, что часть ЭПЧ приходит в соприкосновение друг с
другом и это ограничивает дальнейшее сокращение объема.
В это же время из образовавшихся между ЭПЧ пустот
продолжает удаляться вода.
4. Предельная усадка: вода удаляется как из межпакетного
пространства набухающих минералов, так и из так называемого
«мертвого пространства», образующегося между доменами и
кристаллами в результате притяжения отрицательно заряженных
плоскостей и положительно заряженных ребер и в силу других
причин, обусловливающих нерегулярность их расположения
(Стирк, 1954).
Процессы усадки так же, как и процессы набухания, тесно
связаны с энергетическим состоянием воды в почве, поэтому
некоторые из них соответствуют установленным выше областям
перехода воды из одной категории в другую. На рис. III.17
показаны зависимости между величинами набухания и влажностью
различающихся по гранулометрическому составу горизонтов дернцво-
161

подзолистой почвы (Сапожников, 1982). На этих кривых
достаточно четко отмечаются перегибы при определенных влажностях.
Перенеся эти влажности на ОГХ соответствующих горизонтов
почв, можно обнаружить, что влажность, соответствующая
границе структурной усадки (№Су), близка к влажности при фммв,
а влажность предела усадки (Wuy) хорошо соответствует IPmab
(табл. II 1.2). Интересно отметить, что Холмс (Holmes, 1955)
обнаружил прекращение макроскопической усадки при у около —
10* Дж-кг-1, а Стирк (Stirk, 1954) показал, что чем тяжелее
гранулометрический состав почвы, тем ниже потенциал,
соответствующий пределу усадки.
Усадка и набухание почв играют важную роль в
формировании почвенных агрегатов и оказывают существенное влияние на
важнейшие гидрофизические свойства и процессы (потенциал
почвенной влаги, гидравлическая проводимость, передвижение
влаги в почвах).
Гл ава 4
ДВИЖЕНИЕ ПОЧВЕННОЙ ВЛАГИ
§ 1. Механизмы передвижения влаги в почве
Передвижение влаги в почве подчиняется основному закону
переноса массы и энергии, согласно которому плотность потока q
(т. е. объем субстанции V, переносимой через единицу площади
поперечного сечения А в единицу времени t) пропорциональна
градиенту движущих сил:
JL=(7==_/c.gradO, (III.37)
At
где К — коэффициент пропорциональности, зависящий как от
свойств проводящей среды, так и проводимой субстанции.
Плотность потока имеет размерность скорости:
м3 м
м*»с с
но применительно к передвижению почвенной влаги
предпочитают применять термин «плотность потока» (или просто «поток»),
поскольку термин «скорость» по отношению к почвенной влаге
недостаточно ясен. Дело в том, что почвенные поры имеют
различную форму, ширину и направление и поэтому действительная
скорость в почве очень изменчива. Например, в более широких
порах вода проходит значительно быстрее, чем в узких. В центре
капилляра или в пленке на некотором расстоянии от поверхности
частиц влага движется быстрее, чем у поверхности частиц. То
есть нельзя говорить о какой-то единой скорости течения влаги и,
вероятно, правильнее говорить о средней скорости. Однако даже
162

средняя скорость течения жидкости в почве отличается от потока
в том смысле, в котором он определен выше. В действительности
поток воды в почве не происходит по всей площади поперечного
сечения Л, так как часть площади занята почвенными частицами,
а лроходит только в той части, которая представлена порами,
открытыми для течения. Так как реальная площадь, через котог
рую проходит поток, меньше Л, то действительная средняя
скорость течения жидкости значительно больше, чем поток q. Кроме
того, действительная длина пути, проходимая определенным
объемом жидкости, значительно больше длины колонки I из-за
извилистой природы пор, в которых перемещается почвенная влага.
Извилистость можно определить как среднее отношение пути,
действительно пройденного водой к кажущемуся или прямому
пути, т. е. к длине почвенного образца. Таким образом,
извилистость — безразмерный геометрический параметр, который, хотя
его и трудно точно измерить, всегда больше 1. В случае полного
заполнения лор влагой, т. е. в насыщенных влагой почвах,
происходит фильтрация воды через почву под влиянием градиента
положительного потенциала давления.
При переходе к ненасыщенным влагой почвам картина
передвижения влаги усложняется. В области капиллярно-гравитацион;
ной влаги происходит передвижение жидкой воды в виде
сплошного капиллярного потока. При понижении содержания влаги
ниже полевой влагоемкости происходит передвижение жидкой
воды в пленочно-капиллярном виде. При влажностях ниже
влажности первого критического потенциала воды пленочный механизм
передвижения жидкой влаги сопровождается пародиффузионным.
И наконец, в области прочносвязанной адсорбционной влаги
происходит преимущественно пародиффузионный перенос воды в
почве.
§ 2. Движение влаги в насыщенной влагой почве
В этом случае движущей силой является градиент
гидравлического потенциала Ф, представляющего собой согласно уравнению
III.19 сумму положительного потенциала давления tfp и
гравитационного потенциала Wg. Следовательно, плотность потока q
можно представить в следующем виде:
q=K- ф*~ф\ (111.38)
При обсуждении движения воды в почве потенциал Ф удобнее
выражать в виде потенциала на единицу веса Ф^, который в
соответствии с уравнением 111.23 имеет размерность длины и
эквивалентен гидравлическому напору Н. Таким образом,
<i)w=H=h+z, (III.39)
где h — напор давления (эквивалентный Р или Ч*»; z — высота
над соответствующим уровнем воды, взятым за исходный, ч

При стационарном (установившемся во времени и
пространстве) движении влаги через горизонтальную колонку почвы (рис.
111.18)
</=*
АН
I
Рис. III. 18. Стационарное движение
влаги через горизонтальную колонку почвы
(Ш.40)
где
AH=H2-HU H^hx+zu
так как 2i=z2,
то #2—Hi—h2—Ль т. е.
ДЯ=ДЛ.
Падение напора на
единицу расстояния в
направлении движения
( ) называют гид-
равлическим градиентом.
Следовательно, поток
пропорционален
гидравлическому градиенту.
Коэффициент
пропорциональности К обозначают
как гидравлическую проводимость, или коэффициент фильтрации.
Прямолинейную зависимость между потоком и гидравлическим
градиентом называют законом Дарси, по фамилии французского
инженера, установившего ее при изучении движения воды через
песчаные фильтры. •
Закон Дарси представляет собой частный случай общего
закона переноса массы и энергии. Он не универсален и
сохраняется лишь при определенных условиях течения жидкости в
пористой среде. Прямолинейность зависимости между потоком и
гидравлическим градиентом нарушается при больших скоростях,
когда инерционными силами нельзя пренебречь по сравнению с
силами вязкости (рис. III.19, а). Закон Дарси применим только
тогда, когда течение ламинарно и взаимодействие воды с почвой не
приводит к изменению текучести или проницаемости. При обычно
встречающихся в природе гидравлических градиентах
ламинарное течение преобладает в почвах среднего и тяжелого
гранулометрического состава. В крупнозернистых песках гидравлический
градиент значительно превышает единицу, что приводит к
нарушению ламинарности.
Количественным критерием для установления турбулентности
служит число Рейнольдса Re:
upd
Re=-
164

где й — средняя скорость течения, tj — вязкость жидкости, р —
плотность жидкости, d — эффективный диаметр пор.
При фильтрации воды в грунтах турбулентность появляется
при Re<5.
Отклонения от закона Дарси могут происходить и с
противоположного конца диапазона гидравлических градиентов, т. е. при
их низких величинах (рис. III.19, б).
Рядом исследователей было обнаружено, что в глинистых
почвах при низких гидравлических градиентах течение воды либо
вообще не наблюдается, либо происходит при скоростях
значительно меньших, чем следовало бы ожидать в соответствии с
законом Дарси. Причина этой аномалии, вероятно, состоит в том,
что вода, находящаяся в непосредственной близости от
поверхности частиц и подвергающаяся действию поверхностных сил,
менее подвижна и проявляет свойства бингамовской, а не
ньютоновской жидкости. Адсорбированная, или связанная, вода может
иметь квазикристаллическую структуру. Несмотря на то что это
явление и возможные механизмы
его объяснения весьма
интересны, оно, вероятно, не имеет
заметного практического значения,
и закон Дарси применяют в
большинстве случаев теечния воды в
почве.
7*0:
н}*6
Рис. III.19. Отклонения от закона
Дарси:
а — при высоких скоростях
фильтрации, когда течение становится
турбулентным; б — при низких
градиентах
Рнс. 111.20. Стационарное
движение влаги через вертикальную
колонку почвы
При фильтрации воды через вертикальную однородную
насыщенную водой колонку почвы (высотой /), верхняя часть которой
затоплена слоем воды с постоянным напором А, а дно помещено
в резервуар с постоянным уровнем, гидравлический напор Яг на
границе поступления воды (z=/) равен H2=h+l9 а на границе
вытекания воды из колонки (2=0) гидравлический напор Н\ ра-
6 А. Д. Воронин
165

вен нулю, так как и гравитационный напор z и напор давления
h равны нулю (рис. 111.20). Следовательно,
ДЯ=Я2—Hx~h+U
а
д=К-±2-=К-&±1=К± + К. (111.41)
Кстати, именно в таком варианте проводил свои классические
опыты Дарси.
Сравнивая 111.41 с течением воды в горизонтальной колонке
почвы 111.40, видим, что скорость ее течения вниз в вертикальной
колонке выше, чем в горизонтальной, на величину
гидравлической проводимости К. Очевидно, что при незначительной
величине напора давления h поток равен гидравлической проводимости.
Это следствие того, что при отсутствии градиента давления
единственной движущей силой является градиент гравитационного
напора, который в вертикальной колонке равен единице, так как
напор изменяется с изменением высоты в отношении 1:1.
Гидравлическая проводимость и проницаемость почвы
Гидравлическая проводимость — отношение плотности потока
к гидравлическому градиенту и представляет собой наклон
кривой, связывающей плотность потока с гидравлическим градиентом
(см. рис. III.19).
При размерности потока LT'1 (длина в единицу времени)
размерность гидравлической проводимости будет зависеть от
размерности движущих сил (градиента потенциала). Если потенциал
представлен работой на единицу веса, т. е. размерностью длины,
то гидравлический градиент h/l> будучи отношением длины к
длине, — величина безразмерная. Следовательно, размерность
гидравлической проводимости будет такой же, как и размерность
потока LT'1 в системе СИ (м-с**1) или в других удобных для
применения кратных величинах.
В тех случаях когда градиент потенциала выражен в виде
изменения давления на единицу длины, то гидравлическая
проводимость будет иметь размерность M"lLzT (здесь М — масса), или
в системе СИ — м2-Па"1.с"'.
В насыщенных влагой почвах с устойчивой структурой
гидравлическая проводимость характеризуется постоянством. Порядок
ее величин в почвах легкого гранулометрического состава больше
IO^m-c"1, а в плохо агрегированных глинистых почвах меньше
10-7м.с-1.
Чтобы представить себе эти величины, рассмотрим
гипотетический случай потери воды из сооруженного в земле резервуара,
предположив, что вода просачивается с поверхности насыщенной
водой толщи только под действием гравитационных сил, т. е. при
166

отсутствии градиентов давления и всасывания. Это дает
основание предположить, что просачивание происходит со скоростью,
равной гидравлической проводимости. Если резервуар сооружен
в породе легкого гранулометрического состава с гидравлической
проводимостью порядка КИм-с-1, то он будет терять воду с
огромной скоростью, приблизительно равной 10 м-сут-1. В породах
же тяжелого гранулометрического состава с /С, приблизительно
равной КНм-с"1, потери воды из резервуара будут составлять
около 1 см-сут"1. Если же /С^КНм-с"1, то потери составят
меньше 1 мм-сут-1.
Очевидно, что гидравлическая проводимость зависит не только
от гранулометрического состава, но и структуры почвы. Она
выше в высокопористых, хорошо агрегированных почвах и ниже в
связанных и плотных.
Гидравлическая проводимость зависит не только от общей
пористости, но прежде всего от размера проводящих пор.
Например, песчаные почвы с крупными порами имеют значительно
большую проводимость, чем глинистые почвы с узкими порами,
несмотря на то что общая пористость глинистых почв часто
бывает больше, чем песчаных.
Трещины, ходы червей и разложившихся корней,
встречающиеся в почвах в естественных условиях, могут влиять
различными путями на течение воды в зависимости от направления и
условий процесса течения. Если напор давления положительный,
эти проходы будут быстро заполняться водой и увеличивать
измеряемую проводимость. При отрицательном напоре давления,
т. е. в условиях всасывания воды, большие полости будут
служить дренами и задерживать передачу воды.
Во многих почвах гидравлическая проводимость не остаетсй
постоянной. Под влиянием различных химических, физических и
биологических процессов она изменяется иб мере того, как вода
проникает в почву. Гидравлическая проводимость может сильно
изменяться в результате изменения состава обменных катионов
в поглощающем комплексе, когда состав и концентрация
растворенных веществ в поступающей в почву.воде отличаются от
исходного почвенного раствора. Обычно проводимость понижается
с понижением концентрации электролитов вследствие явлений
набухания и диспергирования, которые также зависят и от вида
присутствующих в них катионов. Наличие защемленного воздуха
в почве тоже влияет на величину гидравлической проводимости
почвы.
Гидравлическая проводимость К зависит не только от свойств
почвы, но и от свойств воды, таких как плотность и вязкость.
Для того чтобы оценить проницаемость собственно почвы как
пористой среды, введено понятие истинная проницаемость &,
связанное с гидравлической проводимостью следующей зависимостью:
£=-£L (III.42)
6*
167

где т] — вязкость (Па-с), pw — плотность воды (кг«м~3), g —
гравитационное ускорение (м-с2).
Размерность проницаемости (L2) — м2. Идеально
проницаемость характеризует только пористую среду и ее геометрию пор
при условии, что жидкость, и твердая матрица почвы не
взаимодействуют так, чтобы изменить свойства друг друга. В абсолютно
устойчивом пористом теле будет обнаружена одна и та же
проницаемость при передвижении различных жидкостей и газов.
Однако в большинстве почв взаимодействие воды с их твердой
фазой таково, что проводимость невозможно разложить на
свойства, характеризующие только твердую фазу или воду.
Применение термина «проницаемость» в прошлом приводило к
путанице, так как его использовали в качестве синонима с
гидравлической проводимостью. Термин «проницаемость» иногда
применяют не в строгом отмеченном выше смысле, а качественно при
описании интенсивности поступления и перераспределения воды в
почве. В этой связи остановимся на такой важной, но не очень
точно названной характеристике почвы, как водопроницаемость.
Водопроницаемость почв
От водопроницаемости почв зависит степень восприятия
почвой атмосферных осадков или поливных вод, формирование
поверхностного или внутрипочвенного стока, интенсивность
процессов водной эрозии, формирование почвенных горизонтов и т. п.
Н. А. Качинский (1970) под
водопроницаемостью понимает
способность почвы воспринимать
I воду, подаваемую с ее поверх-
\ ности, проводить эту воду от
\ слоя к слою в не насыщенных
\ водой горизонтах и, наконец,
\^ фильтровать воду сквозь опреде-
^у^^ ленную толщу горизонтов, на-
—'- " 1 - сыщенных водой.
т * Процесс поступления воды в
«j-jj t почву с поверхности называется
" ' впитыванием воды в почву. Ско-
Рис. 111.21. Изменение скорости Рость впитывания воды не еле-
впитывания воды в почву во вре- Дует смешивать с гидравличе-
мени ской проводимостью почвы,
являющейся только одним из
факторов, определяющих скорость
впитывания. В зависимости от обстоятельств скорость впитывания
можно рассматривать либо как произведение гидравлической
проводимости и градиента потенциала воды на ^поверхности, либо как
скорость увеличения влагозапаса в почвенной толще.
Затопление поверхности сравнительно сухой почвы приводит
вначале к очень большой скорости впитывания вследствие
больших градиентов капиллярно-сорбционного потенциала воды в тон-
168

ком поверхностном слое, обладающем гидравлической
проводимостью насыщенной почвы. Эта скорость непрерывно понижается,
так как с развитием профиля влажности уменьшается градиент
потенциала на границе смоченного слоя. Если градиент
становится исчезающе малым, скорость впитывания приобретает
постоянную величину, которая равна коэффициенту фильтрации или
насыщенной гидравлической проводимости. Коэффициент
фильтрации есть предельное значение скорости стационарного
впитывания. Общий характер изменений скорости впитывания воды в
почву во времени представлен кривой, приведенной на рис. III.21.
Зависимость проницаемости почв и гидравлической
проводимости от геометрии порового пространства
Поскольку почва является пористым телом, то естественно, что
проницаемость почв и их гидравлическая проводимость находятся
в определенной функциональной связи с некоторыми
измеряемыми свойствами геометрии пор, т. е. с порозностью, распределением
пор по размерам, внутренней и внешней удельными
поверхностями почв. Однако многочисленные попытки раскрыть эту
функциональную связь не привели пока к желаемым результатам.
Простейший подход, заключающийся в поисках корреляции
между проницаемостью и общей порозностью, оказался
бесполезным из-за сильной зависимости скорости течения воды от ширины
непрерывности и извилистости проводящих пор. Например, почва,
состоящая из многочисленных мелких пор, но с высокой общей
порозностью, очевидно, будет показывать более низкую
проводимость в насыщенном водой состоянии, чем почва с меньшей
порозностью, но с более крупными отдельными порами.
Предпринимались попытки и в направлении поисков
корреляции между проницаемостью и распределением ЭПЧ по размерам.
Такие корреляции действительно можно найти для однородных
крупных зернистых материалов, но не для сред, состоящих из
зерен разной формы и агрегированности. Попытки улучшить этот
подход путем введения эмпирических поправок на форму и
упаковку частиц не дали желаемых результатов. Кроме того,
предложено множество теоретических моделей, позволяющих
математически описывать пористые среды. Некоторые из них очень
изящны, но их соответствие реальным условиям может показать
только эксперимент.
Одной из наиболее распространенных теорий, описывающих
связь между проницаемостью и геометрией порового
пространства, является теория Козени—Кармана, рассматривающая
удельную поверхность почвенных частиц в качестве основы для
уравнения проницаемости. Она развита из теории Пуазейля для
вязкого течения жидкостей в узких трубках. Математическое
описание этой теории имеет следующий вид:
f?-i^£ (III.43)
169

где V — средняя скорость течения через трубку радиусом г и
длиной А/, т) — вязкость жидкости, АФ — разность потенциалов
между концами трубки.
Для того чтобы применить это уравнение к течению жидкости
через полидисперсные капиллярно-пористые тела, необходимо
предусмотреть, во-первых, то, что жидкость в них течет не по
пути Л/, а по более извилистому и, следовательно, более длинному
пути Д// и, во-вторых, что поровое пространство, по которому
течет жидкость, представляет только часть в от общего объема
пористого тела. Таким образом, действительная скорость в трубке»
наполненной дисперсным материалом, например почвой, будет
(т)(-
где V — кажущаяся скорость течения через пористый материал.
Градиент потенциала становится ДЧ7Д// вдоль более длинного
пути. Радиус г трубки цилиндрического сечения в уравнении Пуа-
зейля заменяется на 2e/s, где s — удельная поверхность
почвенных частиц на единицу их объема; e/s — эквивалентно объему
трубки, деленному на площадь ее стенок, и представляет собой
гидравлический радиус, т. е. параметр характеристической
длины, эквивалентный, как полагают, пористой среде. Мера
гидравлического радиуса — отношение объема к поверхности или
среднее отношение площади поперечного сечения пор к длине их
окружностей. Так как естественные поры не имеют строгого
цилиндрического поперечного сечения, то вводят поправку на форму как
эмпирическую константу С вместо показателя 2, появляющегося
в случае, когда трубка имеет цилиндрическое сечение. После
подстановки всего этого в уравнение Пуазейля 111.43 кажущаяся
скорость течения жидкости в пористой среде как целом становится
следующей:
s*C*i M \ Ah )
Поскольку в соответствии с законом Дарси
y^JL-^L, постольку k = ?Щ±-, (111.45)
т) А/ Аф
где k — истинная проницаемость.
Подставляя в II 1.45 значение из II 1.44 и обозначая
коэффициент извилистости (—— j через Г, получим
к--£г- <ш-46>
Карман (Carman, 1937) на основании экспериментальных данных
предположил, что произведение коэффициента извилистости Т на
коэффициент формы С является величиной постоянной и равной
170

приблизительно 5, и взял С«2,5, а Г=У2\для большинства
объектов:
5sa *
(111.47)
Для того чтобы отнести удельную поверхность к единице
объема твердой фазы почвы, в уравнение 111.47 вносят множитель
(1—€)2, и оно принимает вид
£ = ^ . (Ш.48)
Поскольку при фильтрации воды в почве происходит
взаимодействие между водой и почвой, приводящее к изменению порового
пространства, постольку трудно разделить истинную проводимость
и гидравлическую проницаемость. Последняя более полно
отражает действительность, поэтому и предпочтительнее использовать
именно эту характеристику. Поэтому для гидравлической
проводимости уравнение 111.48 будет иметь следующий вид:
Привлекательность этого подхода состоит в том, что
проводимость связана непосредственно с геометрией порового
пространства. Однако уравнение 111.49 можно более или менее успешно
применять лишь для расчета гидравлической проводимости
насыщенных водой легких почв, поскольку предложенная Козени—
Карманом модель ограничена, так как рассматривает
проводимость только как функцию общей по^озности и удельной
поверхности твердой фазы почвы, в то время как, по справедливому
замечанию Чайлдса (1973), гидравлическая проводимость
определяется геометрией пор, а не геометрией твердой фазы почвы.
Он же отметил принципиальную возможность определения
геометрии порового пространства по кривой основной
гидрофизической характеристики. Однако эта возможность оставалась до
последнего времени не реализованной.
Методы измерения гидравлической проводимости насыщенных
влагой почв
Существуют два типа приборов, с помощью которых
определяют гидравлическую проводимость насыщенных водой почв.
В одном из них определение гидравлической проводимости
производят при постоянном напоре (см. рис. III. 18) и ее рассчитывают
по уравнению
171

Яр
&
\(t1)
В другом (рис. II 1.22) при переменном напоре с расчетом по
следующему уравнению:
K=[293aL/A(t2-tl)](lgHl-\gH2)9 (III.51)
где V — объем профильтровавшейся жидкости, А — площадь
поперечного сечения образца, / — время, Д# — разность напоров,
Я] и Яг — величины
гидравлических напоров во время U и t2
соответственно. Эти определения
можно проводить на
высушенных образцах с нарушенной
структурой, но лучше на
ненарушенных образцах, взятых
прямо в поле. В любом случае
необходимо предусмотреть меры
для того, чтобы устранить
течение воды по стенкам сосуда, в
котором проводят определение.
В полевых условиях удобнее
всего проводить измерение
коэффициента фильтрации ниже
уровня грунтовых вод методом
откачки воды из буровых скважин и
наблюдением за скоростью их
заполнения. В случае измерения
коэффициента фильтрации в
слое почвы над уровнем грунто*
Рис. 111.22. Измерение насыщенной вых В0Д применяют методы ма-
гидравлической проводимости при лых^ заливаемых квадратов или
падающем напоре двойных колец.
§ 3. Движение влаги в не насыщенной влагой почве
Особенности движения влаги в не насыщенной водой почве
Движение воды в не насыщенной влагой почве подчиняется
основному закону переноса массы и подобно течению воды в
насыщенных почвах вызывается движущей силой, возникающей в
результате градиента потенциала. Оно происходит в направлении
понижения потенциала, а скорость течения пропорциональна
градиенту потенциала и зависит от геометрии порового пространства,
в котором происходит перемещение воды. Различие этих двух
механизмов движения воды в почве состоит в том, что в
насыщенной почве движущей силой является градиент положительного
потенциала, в то время как в случае движения в ненасыщенной
почве это градиент отрицательного потенциала или
эквивалентного ему всасывания. Капиллярно-сорбционный потенциал воды или
172

эквивалентное ему, но противоположное по знаку капиллярно-
сорбционное (матричное) всасывание обусловлены, как это уже
было рассмотрено, взаимодействием воды с поверхностью
почвенных частиц и капиллярными силами. Вода стремится
перемещаться из мест, где толщина пленок, покрывающих частицы
почвы, толще и кривизна менисков меньше, в месте, где толщина
пленок меньше, а кривизна больше. Другими словами, вода
спонтанно перемещается в почве из мест, где капиллярно-сорбцион-
ный потенциал выше, в места, где он ниже (или из мест, где
всасывание ниже, в места, где оно выше).
Если потенциалы воды вдоль горизонтальной колонки почвы
одинаковы, то движущая сила не возникает. При наличии
градиента вода будет течь как по заполненным ею порам, так и ползти
по пленкам воды, покрывающим почвенные частицы, стремясь
уравнять потенциалы в разных точках.
Кроме того, в ненасыщенных почвах появляется новый
дополнительный механизм переноса воды в виде пара. При высоких
влажностях и отсутствии градиента температуры его роль, юче-
видно, невелика. По мере уменьшения влажности его значение
возрастает и при влажностях ниже влажности первого
критического потенциала воды пародиффузионный механизм переноса
воды становится равным пленочному, а в области прочносвязан-
ной воды преобладает. Поэтому в поверхностном слое, где почва
иссушена и подвержена сильным температурным градиентам,
перенос пара становится преобладающим механизмом перемещения?
воды.
Движущая сила достигает максимальных величин в зоне
фронта смачивания, т. е. там, где вода вступает в контакт с сухой*
почвой и продвигается вперед. Здесь градиент потенциала
достигает величин порядка нескольких сот и даже тысяч Дж«кг-!-см^
Такой градиент обусловливает движущую силу в несколько тыся?
раз большую, чем гравитационные силы, однако скорость
движения воды в этой зоне бывает небольшой из-за низкой
гидравлической проводимости.
Очевидно, наиболее важное различие между движением воды
в насыщенных и ненасыщенных почвах заключается в
гидравлической проводимости. В насыщенных почвах все поры заполнены
водой, так что неразрывность и, следовательно, проводимость *
них максимальна. По мере уменьшения влажности часть пор
освобождается от воды и заполняется воздухом, поэтому доля
проводящих пор в площади поперечного сечения почвы сокращается.
При удалении воды прежде всего освобождаются крупные поры,,
которые имеют наибольшую проводимость, а остающаяся вода
течет в более мелких порах. С потерей воды возрастает
извилистость путей движения воды. В песчаных почвах, имеющих
большую гидравлическую проводимость в насыщенном водой
состоянии, при понижении влажности быстро наступает такое состояние^,
когда вода остается только в манжетах в точках контактов
между частицами, образуя таким образом практически не связанные
17&

участки воды, в результате чего проводимость резко падает.
Аналогичная картина наблюдается в агрегированных почвах,
когда крупные межагрегатные поры способствуют высокой
проводимости в насыщенном состоянии, становятся преградой на пути
течения жидкой воды от агрегата к агрегату. По этим причинам
^переход от насыщенного состояния к ненасыщенному обычно
влечет за собой резкое падение гидравлической проводимости,
которая понижается на несколько порядков величин (иногда ниже
10~5 от ее величины при насыщении) по мере падения
потенциала воды от 0 до —20—100 Дж«кг"1. При низких влажностях и
«соответственно при низких величинах потенциала проводимость
может быть настолько мала, что движение воды становится
заметным только при очень высоких градиентах потенциалов или в
течение длительного времени.
При насыщении наибольшую проводимость имеют те почвы, в
которых крупные и непрерывные поры составляют большинство
всего объема порового пространства; наименьшая проводимость
•отмечается в почвах, состоящих из мелких пор. Хорошо известно,
что песчаные почвы проводят воду быстрее, чем глинистые.
Однако в ненасыщенных почвах наблюдается противоположная
картина. В почвах с крупными порами вода быстро удаляется и по
мере развития всасывания они становятся практически не
проводящими, что приводит к резкому понижению первоначально
высокой проводимости. В почвах с преобладанием мелких пор
большинство из них остаются заполненными и проводят воду
даже при достаточно низких потенциалах, так что
гидравлическая проводимость резко не понижается и в действительности
может оставаться более высокой, чем в почвах с крупными порами
лри одном и том же потенциале воды.
Зависимость гидравлической проводимости от потенциала
почвенной влаги и влажности почв
В отличие от движения воды в насыщенной влагой почве,
когда разность потенциалов на входе и выходе воды
поддерживается положительными гидростатическими напорами, в
рассматриваемой здесь модели (рис. 111.23) эта разность образуется за счет
отрицательных напоров (или отрицательных потенциалов воды).
Так как потенциал воды изменяется вдоль образца, то изменяется
и влажность и проводимость. Если отрицательные напоры воды
на каждом из обоих концов образца поддерживаются постоянны-
■ми, то движение воды будет устойчивым или постоянным, но
градиент отрицательных напоров будет изменяться вдоль оси
образца. Так как при стационарном течении воды произведение
градиента и проводимости постоянно, градиент возрастает, а
проводимость понижается с уменьшением потенциала воды вдоль длины
образца. Градиент вдоль колонки образца почвы непостоянен,
как это обычно имеет место в однородных насыщенных системах,
поэтому невозможно определить поток по отношению разности
«74

отрицательных напоров к расстоянию и, следовательно, измерить
проводимость. Для строгого расчета необходимо определить поток
с помощью точных градиентов в каждой точке и оценить точно
проводимость и ее изменение с изменением потенциала. Однако
в данном случае мы предположим, что колонка с образцом почвы
достаточно коротка для того, чтобы позволить оценить нам по
крайней мере среднюю проводимость для образца в целом, т. е.
K=qM/AH. Таким образом, средний отрицательный напор в
колонке будет равным
Рнс. II 1.23. Стационарное движение во- Рис. 111.24. Зависимость гидравличе-
ды через не насыщенную водой гори- ской проводимости не насыщенных
зонтальную колонку почвы (по 1\у- ^водой почв от средних величин ка-
литеку, 1978) пиллярно-сорбционного потенциала
(ypv=H) (по Хиллелу, 1980)
Измеряя плотность потока при различных градиентах среднего
отрицательного напора, Хиллел (Hillel, 1980) нашел, что, как и в
случае движения воды в насыщенной почве, плотность потока
пропорциональна градиенту (рис. 111.24). Однако наклон прямых
линий, показывающих эту зависимость, будучи гидравлической
проводимостью, изменяется с изменением среднего отрицательного
давления. В насыщенных почвах, наоборот, гидравлическая
проводимость обычно независима от величины потенциала воды или
отрицательного напора.
Общее уравнение движения воды
в ненасыщенной почве
Движение воды в ненасыщенной почве сопровождается
изменением влажности, в результате чего вода может накапливаться
в каком-то бесконечно малом элементарном объеме почвы или
расходоваться из него. Поэтому плотность потока воды, входящей
175

(<71гвход) в этот объем, не равна плотности потока воды выходя*
щего (<71гвыход) из него. Разность между плотностями входящего
и выходящего потоков и создает запас воды в в рассматриваемом
элементарном объеме почвы. Следовательно, скорость изменения
содержания воды в этом объеме dQ/dt можно определить по
разности потоков, выразив ее как изменение плотности потока по
направлению движения воды dqw/dl. Скорость изменения
содержания воды в бесконечно малом элементарном объеме почвы
равна разности между потоками воды, входящей в этот объем и
выходящей из него, плюс любые источники и стоки жидкой воды,
находящейся в этом элементарном объеме почвы. Эта
формулировка получила название закона сохранения массы, посколько
устанавливает, что вода не теряется из данного элементарного
объема и не нарушается ее неразрывность. Для одномерного
течения воды в почзе математически этот закон можно выразить
следующим уравнением:
Л = —ISjsl + источник—сток, (111.52)
dt dl
где в — объемная влажность, t — время, qw — плотность потока,
I — расстояние. Это уравнение называют уравнением
неразрывности.
Для определения величины qw можно грубо приближенно
воспользоваться уравнением Дарси 111.38, которое применительно к
движению"воды в ненасыщенной почве будет иметь следующий
вид:
Яш =-К (*)£[- №53)
или
Яш = -К&)^. (ш-54)
Подставляя в III.52 вместо qw его значение из 111.53 или
II 1.54, получим
-f"£[*(9)Tr] <IIL55>
ИЛИ
-£--&[*»-£]• <ш-56)
Поскольку согласно II 1.19 Ф = у¥рт+У¥в, постольку в случае
движения воды в горизонтальном направлении (х) при 4^ = 0, а
/=* уравнения III.55 и 111.56 примут следующий вид:
и соответственно
*Й
$~±[т*.]- о»'58»
176

Понятие о коэффициенте диффузии почвенной влаги
Чтобы упростить математическую и экспериментальную
трактовку движения воды в ненасыщенной почве, иногда уравнение
движения воды в ненасыщенной почве приводят к виду,
аналогичному уравнению диффузии. Это можно сделать, преобразовав
уравнение III.57, связывающее гидравлическую проводимость с
влажностью почвы. В этом уравнении y¥pm[Q(x)] является
сложной функцией, зависящей как от влажности /почвы в, так и от
расстояния (х). Согласно правилу определения производной
сложной функции
вх ае ' дх '
(III. 59)
ае *Рр
где -- градиент влажности, а — величина, обратная диф-
дх аб
ференциальной влагоемкости CW{Q)' -
Cw{b)=l$' (IIL60)
Зарубежные исследователи эту величину часто называют
удельной влагоемкостью по аналогии с удельной теплоемкостью.
Это связано с тем, что расчет изменений распределения влаги по
профилю почвы во многом сходен с расчетом распределения тепла
в теории теплопроводности. В последнем случае решение задачи
упрощается, если градиент температуры, которому
пропорциональна плотность потока тепла, преобразовать в градиент
теплосодержания. Этот переход выполняется с помощью удельной
теплоемкости, которая равна отношению прироста тепла на единицу
массы к приросту температуры.
Подобно тому как теплосодержание зависит от температуры,
объемная влажность почвы 0 зависит от градиента потенциала
воды Ф. Так же как и поток тепла зависит от градиента
температуры, скорость движения воды в почве зависит от градиента
потенциала. Основное различие между ними состоит, во-первых,
в том, что отношение прироста теплосодержания к приросту
температуры (удельная теплоемкость) практически постоянно, в то
время как при изменении влажности отношение—^- меняется в
широких пределах. Поэтому, хотя данная величина и известна как
удельная влагоемкость почвы, ей пока не присвоено
общепринятого названия. Наиболее удачным нам представляется принятый
в отечественной литературе термин «дифференциальная
влагоемкость». Во-вторых, дифференциальная влагоемкость связана с
влажностью неоднозначно, так как сама ОГХ зависит от того,
при каком процессе (сушке или увлажнении) она была
определена. В-третьих, движение воды происходит под действием
градиента гидравлического потенциала воды. Влажность же зависит от
177

разности калиллярносорбционных потенциалов, обусловленной
разностью давлений в воде и в воздухе по другую сторону
раздела фаз в порах. Если сам воздух движется, как бывает в
переходном состоянии, когда меняется влажность, то давление воздуха
должно меняться от точки к точке, чтобы обеспечить его поток, и
поэтому градиент гидравлического потенциала, который
определяет поток влаги, может отличаться от того градиента, который
определяет градиент влажности. В-четвертых, в случае влагопро-
водности сила тяжести оказывает влияние на движение воды в
почве, в то время как в теории теплопроводности ей аналогов нет.
Все эти различия не позволяют полностью переносить решение
задач из теории теплопроводности в теорию влагопроводности.
Подставив значение —— из уравнения 111.59 в уравнение
111.57, получим
т~И<«ЭД- <"'-61>
В этом уравнении К есть характеристика почвы, зависящая от
влажности и определяемая ею. То же можно сказать и о наклоне
—— основной гидрофизической характеристики почвы, который
обратен дифференциальной влагоемкости "^рйГ- Следовательно,
произведение этих двух величин К (6)—— есть тоже характе-
ристика почвы, однозначно определяемая влажностью. Эту
величину можно обозначить символом D. Таким образом,
я(е)=/с(е)^илия(е)=^. <щщ
Заменив в уравнении III.61 К(6) на D, получим
ив
-f-=T[D<e)-i-] (ma»
или
(7=_D(e)17- (IIL64)
Согласно этому уравнению поток влаги пропорционален
градиенту влажности в направлении потока. Математически уравнение
111.64 аналогично первому уравнению Фика, которое описывает
молекулярную диффузию растворенного вещества в растворителе.
В этом случае коэффициент пропорциональности D называют
коэффициентом диффузии. Несмотря на то что механизм движения
178

влаги в ненасыщенной почве сложнее, чем молекулярная
диффузия, а приведенные выше уравнения являются просто
разновидностью закона Дарси для объемного течения воды под действием
градиента потенциала, коэффициент D из уравнения III.63 обычно»
тоже называют коэффициентом диффузии почвенной влаги. Он
имеет такую же размерность (м2-с-1)» как и классический
коэффициент диффузии. Во избежание путаницы Хиллел (Hillel, 1980)
предложил назвать его коэффициентом гидравлической диффузии.
Следует помнить, что передвижение жидкой воды в почве-
происходит не только путем молекулярной диффузии, но и путем
переноса массы, т. е. путем конвекции. Кроме того, применение
диффузионных уравнений становится неудобным всякий раз,
когда заметно проявляется гистерезис или в почвах с резко
дифференцированными по гранулометрическому составу горизонтами,
либо при наличии температурных градиентов, т. е. в таких
условиях, когда течение воды не подчиняется простым, согласующимся
с движением воды зависимостям.
Для случая движения воды в вертикальном направлении
уравнение диффузии будет иметь следующий вид:
=£[D«»-fr]+ir- (Ш-65>'
В сухих почвах, где движение пара тоставляет существенную долю
общего потока, предпочтительнее использовать полный
коэффициент диффузии.
Для расчета зависимости коэффициента гидравлической
диффузии от влажности почвы необходимо определить наклон
ae/dtypm кривой ОГХ и знать зависимость ненасыщенной
гидравлической проводимости от влажности почвы. Последнюю тоже
можно рассчитать по кривой ОГХ.
Расчетные методы определения зависимости гидравлической
проводимости не насыщенных влагой почв от влажности
В предыдущем разделе было обращено внимание на
принципиальную возможность определения геометрии порового
пространства по кривой ОГХ и расчета зависимости гидравлической
проводимости от влажности почвы на основе уравнения
Козени—Кармана (111.49).
Почва в набухшем влажном состоянии имеет поры размером
порядка миллиметра. Такая почва не теряет воду до тех пор, пока
капиллярно-сорбционный потенциал воды не понизится до
определенной величины. В результате часть порового пространства
освобождается от воды и на стенках пор остается пленка воды, в
которой течение воды значительно медленнее по сравнению с
потоком через заполненную пору. Следовательно, вклад пустой поры,
в общую гидравлическую проводимость почвы ничтожен.
Уменьшение влажности эквивалентно, таким образом, сокращению эф~
179

♦фектнвной пористости, обеспечивающей проводимость. Поэтому
при использовании уравнения III.49 для определения
гидравлической проводимости не насыщенной водой почвы в нем заменить
общую пористость е на объемную влажность 9.
Последовательное понижение потенциала воды приводит к
соответствующему уменьшению влажности почвы,
сопровождающемуся опустсшением сначала более крупных пор, а затем более
мелких. Так как более крупные поры служат более эффективными
проводящими каналами, влияние начальных ступеней уменьшения
влажности на проводимость оказывается большим, чем
последующих. Это влияние учитывается в уравнении 111.49 величиной s2.
Поскольку заполненную воздухом пору можно рассматривать как
часть сечения, не являющуюся более проводящей, т. е. как часть
твердой фазы почвы, постольку величину s можно оценивать,
основываясь на распределении пор по размерам, но ограничиваясь
при этом заполненными водой порами.
В этом случае величину эффективной удельной поверхности
жидкой фазы почвы $ж можно определить по формуле
в/
5ж=^ С *?Ав. (П1.66)
тде 0/ и 8t-i — объемная влажность в соответствующих пределах
интегрирования; -у — поверхностное натяжение; флт — капилляр-
но-сорбционный потенциал. Интегральную работу \|>р-т«Д0 в
уравнении II 1.66 определяют непосредственно по кривым ОГХ методом
геометрического интегрирования. Заменив в уравнении 111.49 е
на 0 и подставив вместо s его выражение из уравнения III.66,
'получим
к (де<) = —^ . (Ш.67)
в/
8,1 ["Г I ФрЛв]20-Дв)з
/-1
По уравнению III.67 можно рассчитать гидравлическую
проводимость в заданном интервале объемных влажностей или объема
пор соответствующего диаметра.
Чтобы учесть долю объема пор данного размера в общем
объеме порового пространства и, следовательно, учесть его вклад
в общую проводимость почвы, необходимо внести в уравнение
111,67 коэффициент А0/0нас (отношение данной части объема пор
к общей порозности). После этого уравнение (Ш.67) примет
следующий вид:
к (ле<) j-£2 -£-. (in.68)
"нас
5т|["7 J *?Ав]*<1-Ав>1
G/-i
180

Гидравлическая проводимость К при соответствующей
влажности почвы 8i будет равна сумме гидравлических проводимостей
последовательного ряда объемов пор соответствующего диаметра,
которые находят путем деления на т классов основной
гидрофизической характеристики почв:
f=m
*(е,) = £/с(де,),
(Ш.69)
<-1
где f—1 соответствует классу пор с наименьшей влажностью, для
которой рассчитывается влагопроводность, a i=m соответствует
0,1 0,2 0,3
в,г/г
0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7
Mr
Рис. 111.25. Зависимость ненасыщенной гидравлической проводимости от
влажности почвы:
слева — песчаная почва, справа — чернозем обыкновенный
тяжелосуглинистый гор. А1;
1 — гидравлическая проводимость, 2 — основная гидрофизическая
характеристика
влажности при насыщении. Суммирование производят от меньшей
гидравлической проводимости к большей. Суммирование по
уравнению III.69 гидравлической проводимости последовательного
ряда объемов пор по размерам вплоть до полного насыщения дает
насыщенную гидравлическую проводимость почв. На рис. II 1.25
показаны рассчитанные по этому методу зависимости между
гидравлической проводимостью и влажностью почвы.
Определенная таким- методом насыщенная гидравлическая
проводимость в ряде случаев (при наличии в почвах хорошо раз-
181

витой трещиноватости) несколько занижена по сравнению с
непосредственно определенной в полевых условиях прежде всего из-за
того, что в предложенном методе не учитывается трещиноватость,
особенно на первых стадиях проникновения воды в почву. Чайлдс
и Коллис-Джордж (Childs, Collis-George, 1950) предложили
другой подход к расчету зависимости гидравлической проводимости
от влажности, основанный на аналогии почвы с капиллярными
трубками и тоже учитывающий уравнение Пуазейля и
распределение в почве объемов пор по размерам. Концептуально этот подход
покоится на предположении о том, что в почве содержатся
беспорядочно распределенные в пространстве поры разнообразных
радиусов, и когда примыкающие друг к другу плоскости сечений
почвы находятся в контакте, то полная гидравлическая
проводимость через плоскость зависит от числа пор взаимосвязанных, т. е.
расположенных друг против друга пор и от их конфигурации.
Проводимость каждой поры взаимосвязанных пор определяется
самой узкой из них, точнее, сужающимся проходом или шейкой.
Неконтактирующие или «обходные» поры, следовательно, не
принимаются во внимание. Для данного объема пор число поровых
связей п через любую плоскость обратно пропорционально
площади поперечного сечения пор (так как поры наименьшего
размера более многочисленны и, следовательно, имеют большее число
контактов), т. е. п пропорционально 1/г2, г — радиус пор.
Согласно закону Пуазейля расход воды Q пропорционален г4. В
результате полная проводимость рассматриваемой плоскости для каждого
класса пор должна быть пропорциональна nQ и пропорциональна
г2. В этом случае, когда две плоскости приведены в контакт,
вероятность любой из двух пересекающихся пор равна
произведению их частично перекрытых площадей. Если мы разделим на
различающиеся по размерам классы пор и сможем как-то
измерить объем каждого из этих классов, то сможем оценить
вероятность пор различных радиусов, койтактирующих между порами
большего и меньшего радиуса, и получить таким образом
величину проводимости для почв различной степени насыщения водой.
В практике выделяют различные классы пор и
соответствующие им объемы путем деления основной гидрофизической
характеристики на определенное число отрезков т. Известно, что ОГХ
связывает выделенные объемы заполненных объемов пор (в
зависимости от общего объема) 9 с капиллярно-сорбционным
потенциалом воды tyPm. Так как потенциал typm можно связать с
радиусом с помощью уравнения капиллярности [г = ——, если tb
2Y
выражено в единицах давления, или г= —, если ф выраже-
но в единицах напора), то мы можем разделить ОГХ на
интервалы размеров пор и соответствующих им интервалов влажностей.
Первоначально предложенное Чайлдсом и Коллис-Джорджем
уравнение имело следующий вид:
182

К=РЖ.£2 Vf(r)drf(b), (1И.70)
Г=0 6=0
где К — гидравлическая проводимость, р — плотность воды, g —
гравитационное ускорение, т) — вязкость воды, f(r)dr — частично
перекрытая площадь пор радиусом от г до dr и f(8)dr — частично
перекрытая площадь пор радиусами bdr. Расчет проводится
последовательно для величин различной влажности, и в каждом случае
суммирование заканчивается на порах размером г, связанным
с крупнейшим радиусом пор, при котором поры остаются
заполненными водой и при определенной влажности; F — поправочный
коэффициент, с помощью которого рассчитанная зависимость
привязывается к экспериментально определенным величинам К при
известной влажности. Чайлдс и Коллис-Джордж показали, что на
песках и пылеватых фракциях расчет по уравнению 111.70 дал
хорошее совпадение с экспериментальными данными.
В дальнейшем предпринимались попытки усовершенствования
этого подхода, но предложенные уравнения отличались
произвольными коэффициентами и трактовкой поправочного коэффициента,
хотя теоретические расчеты, основанные на законе Пуазейля, не
требуют поправочного коэффициента. Гарднер (Gardner, 1974)
отмечал, что поправочный коэффициент несет груз незнания и
недочета в этой упрощенной модели ряда факторов, влияющих на
гидравлическую проводимость почв (например, поверхностного
натяжения, геометрии пор, зависимости вязкости от влажности,
величины угла смачивания и пр.).
В рассмотренном выше расчете зависимости K(Q) по
уравнениям III.68 и 111.69 получено вполне удовлетворительное
совпадение расчетных зависимостей с экспериментальными без
поправочного коэффициента. Это, вероятно, указывает на то, что в первом
подходе учитываются многие из этих факторов.
Упростив и приведя в систему метод Чайлдса и Коллис-Джорд-
жа, Джексон (Jackson, 1972), используя отношение измеренной
насыщенной гидравлической проводимости (Ks) к рассчитанной
(/Со)» К$/Ко, в качестве поправочного коэффициента предложил
следующее уравнение:
2К2/+1-2оч>г21
*=*.(WC^ . (ш.71)
где К — гидравлическая проводимость при влажности 9t, m —
число интервалов, полученное делением ОГХ от сухой почвы до
полностью насыщенной водой, т. е. от 0 = 0 до 8 = 95; ф* —
потенциал (напор) в середине каждого интервала влажности, / и i —
показатели суммирования. Наконец, С — произвольная константа,
предложенная различными исследователями в диапазоне от 0 до
183

4/3. Из-за того что эта теория основана на капиллярной гипотезе,
она дает лучшие результаты лишь в случае применения к почвам
легкого гранулометрического состава по сравнению с тяжелыми,
так как в последних существенную роль играют такие явления,
как пленочное течение и влияние ионного состава раствора на
гидравлическую проводимость. Осложнения возникают и в связи
с агрегированностью почв. В хорошо агрегированных почвах
имеются два пути течения воды — между агрегатами и внутри их.
Когда межагрегатные пустоты освобождаются от воды, она
остается внутри агрегатов, где относительно неподвижна.
Методы измерения ненасыщенной гидравлической
проводимости почвы
Методы измерения гидравлической проводимости не
насыщенных водой почв можно разделить на две группы.
В одной из них гидравлическую проводимость измеряют в
условиях стационарного, установившегося течения воды, т. е. в
условиях, когда плотность потока, градиент потенциала и влажность
почвы остаются постоянными во времени.
В другой же гидравлическую проводимость определяют в
условиях нестационарного неустановившегося потока при
изменяющихся во времени плотности потока, градиента потенциала и
влажности.
Трудности, связанные с использованием методов первой
группы, состоят в сложности сохранения в почве в течение длительного
времени устойчивых условий. Измерения гидравлической
проводимости в стационарных условиях обычно проводятся на установках
типа изображенной на рис. 111.23 путем изменения разности
гидравлических напоров с различных концов образца и измерения
при равновесии устойчивой плотности потока и влажности почвы.
Для того чтобы получить /((6), измерения проводят при
последовательно понижающихся уровнях капиллярно-сорбционных
потенциалов воды. Из-за гистерезиса желательно получить зависимости
К (6) не только на цикле иссушения, но и на цикле увлажнения.
Однако пока это очень трудно сделать методически и поэтому
преимущественно определяют /((G) на цикле иссушения по
причинам, уже изложенным в гл. 2, § 4. Следует отметить, что
стационарные методы измерения потенциала воды в почве дают наиболее
точные результаты, однако диапазон применения ограничен, во-
первых, размером пор пластин и мембран, расположенных с
обоих концов образца, и, во-вторых, резким падением проводимости
при сравнительно небольшом понижении влажности, что
значительно затягивает время достижения равновесия, делая
практически невозможным его установление.
Среди нестационарных методов широко известен метод
вытекания (Gardner, 1956), который основан на измерении падающей
скорости вытекания воды из образца в мембранном прессе при
повышении давления на определенную величину. Сложность,
184

возникающая при применении этого метода, состоит в том, что
сама по себе пористая пластина, или мембрана, оказывает
гидравлическое сопротивление (так называемый импеданс).
Существенное влияние на гидравлическую проводимость оказывает и
контакт образца с пористой мембраной.
§ 4. Движение парообразной воды в почве
Несмотря на то что в некоторых случаях движение паров воды
в почве может происходить путем переноса массы, например тогда,
когда вихри ветра вызывают общее движение почвенного воздуха
и смеси паров в поверхностном слое почвы, в основном их
движении осуществляется путем диффузии — процесса, в котором
различные компоненты смеси перемещаются независимо и иногда
в противоположных направлениях в зависимости от разности
концентраций (или парциальных давлений) от одного места к
другому.
Пары воды всегда присутствуют в газовой фазе не насыщенной
водой почвы, и их диффузия всегда происходит при разнице
в давлении паров в почвенном профиле.
Уравнение диффузии паров воды имеет следующий вид:
<h- D.&-, (Ш.72)
где pv — плотность паров (или концентрация) в газовой фазе и
Dv — коэффициент диффузии паров воды. Dv в почве ниже, чем
в атмосфере, из-за ограниченного объема и извилистости пор
(Currie, 1961).
Рассматривая жидкую воду в почве как источник и сток
парообразной воды и полагая, что изменения в содержании жидкой
воды во времени значительно больше изменений плотности пара,
Джексон (Jackson, 1964) вывел уравнение
JLss±\duJBi.JL]9 (III.73)
которое описывает нестационарный перенос паров в зависимости
от содержания жидкой воды 8 (объемная влажность).
Для одновременного переноса жидкой воды и парообразной
воды применяется следующее уравнение:
-тНМг-+*)-2-]- (ш-74)
где DB — коэффициент гидравлической диффузии.
Отмеченные выше уравнения рассматривают диффузию паров
воды в изотермических условиях, полагая, что как вязкое течение
в жидкой фазе, так и диффузия паров вызваны поверхностными
силами почвенных частиц и капиллярностью. Существенное влия*
7 А. Д. Воронин
185

ние на давление паров воды в почве оказывают растворенные
в воде вещества.
При постоянной температуре разница в давлении паров,
которое может быть развито в незасоленных почвах, очень мала.
Например, изменение капиллярно-сорбционного потенциала от —О
до 10000 кПа сопровождается изменением давления паров всего
лишь от 2,33 до 2,18 кПа. Разница между ними составляет только
0,15 кПа. Поэтому полагают, что в обычных полевых условиях
почвенный воздух почти всегда насыщен парами воды. Однако
при наличии разности температур разность давления паров может
быть значительной. Например, изменение температуры всего на
Iе (от 19° до 20°) приводит к увеличению давления паров
приблизительно на 0,15 кПа, т. е. на такую же величину, как и при
изменении потенциала воды на 10 000 кПа.
В диапазоне преобладающих в полевых условиях температур
изменение давления насыщенных паров колеблется в следующих
пределах:
температура (°Q 0 20 30 50
давление паров (кПа) 0,6091 2,3384 4,2451 7,4214
Пары воды перемещаются от теплых к холодным частям почвы.
Поскольку в дневное время поверхность почвы теплее, а ночью
холоднее, чем глубже лежащие слои, постольку движение паров
днем направлено вниз, а ночью вверх. Температурные градиенты
могут также вызывать перемещение жидкой воды путем влияния
на поверхностное натяжение.
Так как поверхностное натяжение понижается с возрастанием
температуры, то капиллярно-сорбционный потенциал ^ят будет
возрастать (так как г|э£ = —~], если г будет оставаться
постоянным (потенциал будет иметь меньшую отрицательную
величину). Следовательно, градиент температуры в почве с однородной
влажностью будет увеличивать градиент г|э£, способствуя
движению воды в жидкой фазе в направлении понижения
температуры. Очевидно, невозможно абсолютно отделить движение
жидкой воды от парообразной, так как общее течение может
представлять собой сложный процесс испарения, короткого переноса
жидкой воды и снова испарения и т.д. (Philip, de Vries, 1957).Обе
фазы, вероятно, могут двигаться независимо и одновременно
вследствие градиентов давления жидкой воды и давления паров
воды.
Обычно предполагают, что жидкое течение преобладает во
влажных почвах в близких к изотермическим условиях, и,
следовательно, вклад диффузии паров в общее движение воды
незначителен в главной части корневой зоны, где дневные колебания
температуры незначительны.

Глава 5
доступность воды растениям
§ 1. Зависимость между энергетическим состоянием,
подвижностью и доступностью воды растениям
В настоящее время нет четких представлений о путях
поступления воды в корни и ее прохождения к ксилеме проводящей
системы. Полагают, что вода поглощается корнями через стенки их
эпидермальных клеток и межклеточные пространства. По крайней
мере некоторая часть пути воды в растении до проводящей
системы должна проходить через клетки и связанные с ними мембраны.
Мембраны эпидермальных клеток способны просеивать
растворенные в почве вещества, оставляя за пределами корня те,
которые не являются необходимыми для минерального питания
растений, поэтому концентрация электролита в соке ксилемы обычно
значительно меньше, чем концентрация этих веществ в почвенном
растворе, откуда они извлекаются. Поэтому поступление воды
в растение часто происходит против градиента осмотического
потенциала воды и, следовательно, ее эффективный перенос должен
быть опосредован энергией метаболических процессов. Далее
вода движется по проводящей системе корней вдоль их
направления к ксилеме тканей стебля, через которые она и поднимается
к листьям. С поверхности листьев она диффундирует в виде пара
через открытые устьица в атмосферу. Этот процесс называется
транспирацией. Скорость диффузии и интенсивность транспирации
в сильной степени зависят от метеорологических условий,
температуры и относительной влажности воздуха, скорости ветра и др.
Потеря воды с поверхности листьев приводит к тому, что
полный потенциал воды в листьях становится ниже, чем в почве.
В результате возникает градиент потенциала, вызывающий
движение воды в растении вверх и по всей непрерывной системе жидкой
воды в листьях, стеблях и корнях растений и в почве.
Полный потенциал воды в тканях растений можно представить
так же, как и в почве, в следующем виде:
ф/=я|)ят+г|>осМ+я|)*, (Ш.75)
где флт — потенциал, связанный с поглощением воды клеточной
матрицей; ф0см — осмотический потенциал, связанный с наличием
растворенных веществ в клеточном соке; tyg — гравитационный
потенциал.
По отношению к отдельным тканям или низкорослым
растениям гравитационной составляющей полного потенциала можно
пренебречь, и тогда уравнение II 1.75 примет следующий вид:
ф*=ф/>т+г|>осм. (111.76)
Осмотический потенциал играет важную роль в поддержании
тургора растительных тканей; он отрицателен. При полном турго-
ре растительных клеток полный потенциал воды в растительных
7*
187

клетках близок к нулю, поскольку осмотический и матричный
потенциалы при разных знаках имеют одну и ту же величину.
При больших потерях воды из клеток величина матричного
потенциала может упасть до нуля (т. е. до атмосферного давления) и
тогда ткани растения завядают. Потенциал воды в этом случае
будет равен \|э0см, который частично понизится, потому что то же
самое количество солей теперь будет растворено в меньшем
количестве воды. Так как прохождение растворенных веществ
регулируется полупроницаемой мембраной растительных клеток, то
в случае поступления почвенной воды в корень приходится
включать \|э0см в полный потенциал почвенной влаги.
Понижение полного потенциала воды в листьях активно транс-
пирирующих растений по сравнению с почвой может достичь
1000 Дж-кг"1, или 1000 кПа.
Если же растения не транспирируют влагу, то разность
потенциалов между корнями и листьями может не превышать
100 Дж-кг-1, или 100 кПа.
В почве понижение потенциала изменяется с изменением
расстояния, вдоль которого движется вода к корню. Подток воды
к корню определяется понижением капиллярно-сорбционного или
матричного составляющего полного потенциала воды и
изменением ненасыщенной гидравлической проводимости в почве.
Доступность воды растениям обусловлена и характером
развития корневой системы. Имеются существенные доказательства
того, что старые корни менее эффективно поглощают воду, чем
молодые. Это связано с наличием большого количества мелких
корневых волосков у молодых корней, что обусловливает большую
площадь поверхности для поглощения воды. Таким образом, зона
распространения молодых корней является мощнейшим стоком
для воды и области расположения этих стоков, постоянно
изменяется во время вегетационного периода по мере того, как новые
корни распространяются в толще почвы, а старые корни теряют
корневые волоски.
Доступность воды для транспирации растениям понижается
с понижением капиллярно-сорбционного потенциала воды в почве.
Наиболее резко это проявляется при высокой интенсивности
транспирации. Скорость, с которой вода теряется из листьев
в воздух, регулируется их устьичными аппаратами. Как только
растения начинают терять тургор, устьица начинают закрываться
для того, чтобы понизить интенсивность транспирации. Было
показано, что устьица закрываются у различных культур при
потенциалах воды в листьях в диапазоне от —1000 Дж^кг-1
(—1000 кПа) у бобов, до —2000 Дж-кг*1 (—2000 кПа) у сорго.
Однако дефицит воды может отрицательно влиять на
прорастание семян и развитие растений. Тургор необходим для увеличения
размеров клеток во время роста. Недостаток воды приводит к
понижению скорости образования углеводов в листьях при их
фотосинтезе из воды и углекислоты, так как через устьица в листья
поступает СОг.
188

§ 2. Влага завядания
Бриггс и Шанц (Briggs, Shantz, 1912) предположили, что
содержание воды в почве, при котором индикаторные растения
(например, подсолнечник, ячмень) завядают и не восстанавливают
тургор после их помещения во влажную атмосферу на ночь,
является нижней границей доступной для растений влаги. Они назвали
ее влажностью устойчивого завядания.
При этой влажности капиллярно-сорбционный потенциал
в белыыинстве почв равен —15000 Дж-кг-1 (—1500 кПа), и
поэтому за нижнюю границу доступной влаги берут влажность при
—1500 кПа, определенную с помощью мембранного пресса. В
настоящее время установлено, что нет резкой границы в доступности
почвенной влаги. Она постепенно понижается во всем диапазоне
потенциалов от нуля до —1500 Дж-кг-1 (1500 кПа) и даже
несколько ниже. Особенно резко капиллярно-сорбционный
потенциал воды в почве падает даже при небольшом изменении
содержания воды, начиная с потенциала —1500 Дж-кг-1.
Большое практическое значение и важность величины влаги
устойчивого завядания для агрономической оценки запасов воды
в почве и определения диапазона продуктивной влаги давно
заставляли исследователей искать быстрые и надежные методы
определения этой величины. Эти поиски шли по пути изучения зави^
симостей и корреляций между величинами влаги устойчивого
завядания (ВЗ), определенными непосредственно отмеченным выше
биологическим методом, и другими свойствами, легко
определяемыми в лаборатории, например такими, как максимальная
гигроскопическая влажность (МГ), максимальная молекулярная влаго-
емкость (ММВ). Особенно много работ проведено по
установлению соотношения между ВЗ и МГ, что позволило прийти к выводу
о том, что отношение ВЗ/МГ, или, как его называют, коэффициент
завядания, у различных почв (особенно по гранулометрическому
составу) и различных генетических горизонтов одной и той же
почвы он может несколько различаться. Например, в почвах
легкого гранулометрического состава отношение ВЗ/МГ может
достигать 3, а в тяжелых почвах 1,1—1,2. Для более грубой
ориентировочной оценки влажности устойчивого завядания может
служить коэффициент 1,34.
Величины влажности устойчивого завядания, определенные по
формуле В3 = 1,34 МГ, достаточно хорошо совпадают с теми,
которые определены по основной гидрофизической
характеристике почв при капиллярно-сорбционном потенциале воды
— 1500 Дж-кг-1 (—1500 кПа) или pF=4,2.

Глава 6
ПРАКТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ОСНОВНОЙ ГИДРОФИЗИЧЕСКОЙ
ХАРАКТЕРИСТИКИ ПОЧВЫ
§ 1. Современная концепция почвенно-гидрологических
«констант» и категорий почвенной влаги
Бриггс (Briggs, 1897) одним из первых предложил в виде
завершенной физической концепции представления о существовании
в почве различных категорий воды, обусловленных действием на
воду различных по природе сил. Согласно этой концепции воду
в почве можно рассматривать как состоящую из трех категорий:
гравитационную, капиллярную и гигроскопическую. Концепция
Бриггса оказала заметное влияние на учение о почвенной влаге.
Она была дополнена новыми формами или категориями и к
настоящему времени претерпела существенные изменения.
Проведенный А. А. Роде (1965) анализ существующих
классификаций категорий почвенной влаги показывает, что в их основе
лежит подразделение не по природе сил, удерживающих воду
в почве, а по ее подвижности, т. е. по форме и скорости ее
передвижения, которые, правда, рассматриваются как важнейший
результат этих сил. К тому же большинство исследователей в
настоящее время исходят из того, что при любой влажности вода
в почве находится одновременно под действием сил разной
природы. Однако в определенных интервалах влажностей действие
тех или иных сил преобладает и поэтому можно говорить лишь
об областях их преобладающего действия. Граничные значения
интервалов влажностей и потенциалов почвенной влаги, при
переходе через которые преобладающая роль сил одной природы
переходит к силам другой природы и более или менее резко меняется
подвижность почвенной влаги, выделяются в качестве так
называемых почвенно-гидрологических «констант». При этом
учитывается тот факт, что изменение в подвижности воды характеризуется
не какой-тоt определенной величиной влажности, а некоторым
более или менее узким интервалом ее величин, т. е. определенной
областью перехода. С развитием термодинамического подхода
к изучению поведения воды в почвах концепция категорий
почвенной влаги подвергалась довольно резкой критике, в которой одно
из основных замечаний состояло в том, что концепция потенциала
почвенной влаги заменяет существовавшие на ранних этапах
развития физики почвы представления о произвольной категоризации
воды, поскольку в потенциале почвенной влаги находят отражение
все силы, действующие на воду. В действительности же вся
почвенная влага, а не какая-то ее часть подвержена действию
гравитационного поля. Законы капиллярности тоже начинают
проявляться не при каких-то определенных величинах влажности и
размера пор. К тому же вода в почве различается как в
пространстве, так и во времени не по форме или категориям, а по потенци-
190

альной энергии, величина которой непрерывна и не проявляет
каких-либо признаков дискретности или резких изменений при
переходе от одних условий к другим (за исключением фазовых
переходов). Филип (Philip, 1974), критикуя концепцию категорий
почвенной влаги, противопоставил ее концепции
термодинамического потенциала воды, позволяющей количественно
характеризовать поведение воды в почве, и отметил, что только простота и
наглядность первой привлекли почвоведов и агрономов,
недостаточно хорошо подготовленных в области физики и математики и
поэтому легче воспринимающих описательные классификации,
чем количественные теории. Это же явилось причиной того, что
первая концепция надолго затормозила развитие второй.
Менее категоричен в этом отношении был Чайлдс (1972),
который, критикуя концепцию категорий воды в почвах за
недостаточную строгость и точность определения границ категорий воды,
считал, что широкому признанию этой концепции среди
почвоведов и работников сельского хозяйства способствовала ее большая
практическая значимость. А, как утверждает одно из основных
положений материалистической диалектики, практика является
критерием истины.
По мнению автора этого учебника, отмеченные выше две
концепции не следует противопоставлять. Их объединение обогащает
не только учение о почвенной влаге, но и физику почв в целом.
Современная концепция категорий почвенной влаги и почвенно-
гидрологических «констант» опирается на строгие
термодинамические представления о поведении воды в почве и прежде всего
на зависимость капиллярно-сорбционного потенциала от
влажности почвы, которая, несмотря на то что представляет собой
непрерывную кривую без каких-либо резких перегибов во всем
диапазоне наблюдающихся в пбчве влажностей и соответствующих им
энергетических состояний воды, не подчиняется единой
математической зависимости. Известно, что лишь отдельные участки кривой
основной гидрофизической характеристики удается
формализовать. Это, вероятно, указывает на различия в характере
взаимодействия воды с твердой фазой почвы при различных влажностях
и, следовательно, на различия в состояниях, которые и
представляют собой категории почвенной влаги. Конечно, эти категории
почвенной влаги не дискретны, а связаны между собой
определенными областями перехода, с которыми и можно связывать так
называемые почвенно-гидрологические «константы». Дело в том,
что с этими областями перехода связан и ряд других важнейших
агрофизических и почвенно-мелиоративных показателей.
Поскольку характер взаимодействия воды с твердой фазой каждой
конкретной почвы имеет свои особенности, постольку энергетические
границы между категориями воды для каждой конкретной почвы
будут свои.
Эти энергетические границы или области перехода между
различными категориями воды в почве, нанесенные на кривые
основных гидрофизических характеристик, закономерно смещаются
191

в зависимости от гранулометрического состава и других
структурных составляющих почвы (см. гл. 3, § 1—4). Эти закономерности
аппроксимируются уравнениями 111.30, II 1.33 и III.35, которые
позволяют для каждого образца почвы определить области перехода
между категориями воды и содержание воды в той или иной
категории.
A. А. Роде (1963), анализируя различные классификации форм
и категорий воды в почве, отмечал, что все они претендуют на
универсальность, в то время как по отношению к влаге различные
по гранулометрическому составу почвы и грунты имеют некоторые
принципиальные отличия. Пытаясь устранить этот недостаток,
А. А. Роде предлагает две схемы классификации почвенной влаги:
одну для почв песчаного состава, другую — для суглинистого.
Из рассматриваемой концепции категорий почвенной влаги
дифференцированный подход (т. е. с учетом гранулометрического
состава, структуры и свойств почв) вытекает как следствие. Кроме
того, исходя из концепции иерархии уровней структурной
организации почвы, вероятно, целесообразно классификацию категорий
почвенной влаги разделить на две части. В первой из них рас*
смотреть классификацию форм почвенной влаги в объеме
почвенного горизонта, его части или какого-то слоя, в пределах которого
сохраняется более или менее однородные состав и структура
почвенной массы. Ко второй отнести виды почвенной влаги,
связанные с особенностями строения почвенного профиля и
особенностями окружающей почву среды. В старых классификациях форм и
категорий почвенной влаги этого не учитывали и включали
в них, например, такие категории, как капиллярно-подвешенная
или капиллярно-подпертая, связанные со строением почвенного
профиля. Наконец, в старые классификации включали в качестве
специфических форм воды в почве ее агрегатные состояния, что
было явно нецелесообразным, так как вполне естественно, что
в почве, как и вообще в природе, вода может встречаться во всех
трех состояниях, т. е. в виде жидкой воды, пара и льда.
С учетом указанных замечаний можно предложить выделение
в почвенной массе следующих категорий почвенной влаги.
Химически связанная, кристаллизационная или гидратная вода
B. Р. Волобуев (1974) выявил тесную связь содержания этой
воды с энергетикой почвообразования и генетическими
особенностями почв.
Адсорбированная прочное вязанная вода. Потенциал воды в
этом состоянии ниже фмдв (на рис. III.26,Л).
Пленочная рыхлосвязанная вода. Капиллярно-сорбционный
потенциал этой воды находится в интервале между фмлв и грммв
(рис. Ш.26,£).
Пленочно-капиллярная вода. Находится между потенциалом
фммв и потенциалом, соответствующим максимальной капилляр-
но-сорбционной влагоемкости грмкев (рис. 111.26,В).
192

Капиллярная вода. Расположена между фмксв и потенциалом,
соответствующим максимальной толщине пленки на плоской
поверхности —14,7 Дж-кг"1 (рис. Ш.26,Г).
Рис. 111.26. Связь физических показателей почв с их основной
гидрофизической характеристикой (обозначения в тексте)
Капиллярно-гравитационная вода. Соответствует такому ее
энергетическому состоянию, при котором капиллярно-сорбционный
потенциал выше —14,7 Дж-кг-1 (рис. 111.29, Д).
f
§ 2. Использование основной гидрофизической характеристики *
для определения основных физических показателей
и характеристик почвы
С областями перехода воды между категориями почвенной
влаги связаны не только так называемые почвенно-гидрологические
«константы», но и ряд других важнейших в агротехническом и поч-
венно-мелиоративном смысле показателей.
Так, с областью перехода воды из адсорбированной прочносвя*
занной в пленочную рыхлосвязанную помимо МАВ совпадает
влажность предела усадки. Особенно много важнейших
структурно-функциональных физических свойств связано с областью
перехода пленочной рыхлосвязанной воды в капиллярную воду. ^
193

Прежде всего из физической сущности потенциала воды при
ММВ следует, что в случае иссушения при яК^ммв происходит
нарушение сплошности заполнения водой основного объема пустот,
образующихся между элементарными почвенными частицами,
что приводит к разрыву капиллярной сплошности между
различными участками воды в значительной части объема пор почвы.
Следовательно, влажность при фммв должна соответствовать так
называемой влажности разрыва капиллярной связи (ВРК). К
сожалению, до настоящего времени нет быстрого и надежного
метода определения ВРК в почвах. С возникновением возможности
определения \|эммв по основной гидрофизической характеристике
появился теоретически обоснованный, точный, сравнительно
простой и надежный метод определения ВРК в почве. С позиций
рассматриваемой здесь концепции становится ясным механизм
возникновения ВРК, который состоит в том, что в интервале влаж-
ностей, близких к ВРК, происходит переход от пленочно-капил-
лярной влаги к пленочно-рыхлосвязанной. В последнем случае
резко возрастает влияние поверхностных сил, и вода
перемещается исключительно по тонким пленкам, проводимость которых
снижена из-за усиления влияния шероховатости поверхности
твердой фазы почвы и возрастания вязкости воды в пленках тоже
влиянием поверхностных сил.
С рассматриваемой областью перехода связано резкое
изменение прочности почвы в зависимости от влажности и переход почвы
из твердообразного вязкоупругого в твердообразное упруговязкое
состояние или из полутвердой консистенции в пластичную.
Так как при потенциалах ниже фммв вода в почве находится
преимущественно в виде пленок, переходящих на контакте между
частицами в мениски с большой кривизной, то последние
обусловливают развитие в точках контактов довольно больших
контрактационных сил, достаточно прочно удерживающих частицы друг
с другом. Однако площадь этих менисков мала и при
соответствующих напряжениях связь между частицами нарушается. В этом
интервале влажностей почва ведет себя как твердообразное вяз-
коупругое хрупкое тело. Поскольку в случае иссушения при ММВ
происходит переход почвы из упруговязкого или пластичного
состояния в вязкоупругое полутвердое, постольку эта точка
соответствует влажности нижней границы пластичности.
При потенциалах выше грммв силы сцепления несколько
ослабевают, однако резко возрастает площадь* контактных менисков,
что приводит к возможности смещения Частиц относительно друг
друга без нарушения связи между ними. Н&шная с влажности,
соответствующей грммв, и вплоть до влажности, при которой силы
сцепления ослабевают настолько, что при смещении частиц
нарушается связь между ними и почва переходит в состояние
текучести (верхняя граница пластичности или граница текучести), почва
ведет себя как упруговязкое пластичное тело.
Приведенные в табл. II 1.1 данные по прямому
экспериментальному определению нижней границы пластичности указывают на
194

хорошую сходимость с влажностью фммв, определенной по ОГХ.
Появление липкости у почвы, т. е. способности прилипать к
другим предметам при минимальной нагрузке, тоже связано с этой
областью перехода. При потенциалах ниже липкость почвы
отсутствует из-за сравнительно небольшой доли смоченной поверхности,
приходящейся на всю поверхность контактирующего с почвой
предмета. Однако эта площадь резко возрастает при слиянии
менисков и заполнении пор водой, что приводит к появлению
у почвы липкости при влажности, близкой к tpMMB. Влажность
почвы, при которой появляется липкость, является важным
агротехническим показателем, поскольку липкость оказывает
существенное влияние на работу сельскохозяйственных машин.
Другим фактором, обусловливающим наилучшую для
механической обработки почвы влажность, является влажность,
оптимальная для агрегирования почвы.
Оптимальные условия для образования прочных более или
менее округлой формы агрегатов складываются тоже в этой
области. Свободная энергия поверхности раздела вода—воздух при
влажности, близкой к влажности грммв, в основном еще
определяется площадью поверхности пленки, которая при
перемешивании и рыхлении почвы почвообрабатывающими орудиями
стремится принять вместе с почвенными частицами форму с
наименьшей поверхностью, т. е. шарообразную, и поэтому почва
распадается на агрегаты более или менее округлой формы. Этот механизм
формирования почвенных агрегатов действует и при более низких
влажностях. Однако с понижением влажности размер образуемых
агрегатов уменьшается, что.и сказывается на плотности упаковки
почвенных частиц. Плотность упаковки возрастает и при
влажностях выше, чем фммв, так как в этих случаях почвенные
частицы, получая возможность скольжения относительно друг друга,
реализуют основную тенденцию дисперсных тел — стремление
к возможно более плотной упаковке. Сокращение же площади
пленок приводит к тому, что они уже не в состоянии сформировать
агрегаты зернистой формы, и поэтому при рыхлении и
перемешивании почвенная масса распадается на довольно крупные и
плотные комки и глыбы, не оказывающие серьезного влияния на
упаковку. Отсюда следует, что самую низкую плотность упаковки
почвенных частиц можно ожидать при влажности образования
агрономически ценных агрегатов.
Это обстоятельство и было использовано некоторыми авторами
(Вершинин, 1958; Хортман, де Боот, 1974) для определения
оптимальной для агрегирования почвы влажности методом
уплотнения при разных влажностях. Однако этот метод груб и
субъективен, так как уплотнение зависит от числа ударов. Предложенный
в настоящей работе метод позволяет определить оптимальную для
агрегирования влажность точнее и проще.
То обстоятельство, что влажность при фммв одновременно
близка к влажности нижней границы пластичности и влажности
появления липкости почвы, дает основание предполагать, что
195

здесь складываются оптимальные для механической обработки
почвы условия. Ранее С. Н. Рыжов и А. И. Ефимов (1938)
обнаружили у сероземов совпадение величины оптимальной для
агрегирования влажности с влажностью физической спелости и
влажностью нижнего предела пластичности. Этот вывод верен
и для основных типов почв европейской части СССР (Бахтин,
1969).
При физической спелости происходит не только оптимальное
крошение, но и отмечается минимальное удельное сопротивление
вспашке, которое с изменением (увеличением или уменьшением)
влажности увеличивается. Минимум удельного сопротивления
почвы при пахоте приходится на влажность, близкую к влажности,
соответствующей фммв.
Удельное сопротивление почв при пахоте зависит от скорости
вспашки. Оно увеличивается при увеличении скорости вспашки.
В зависимости от скорости вспашки находятся и условия кроши-
мости почвы. Поэтому с увеличением скорости вспашки возрастает
величина оптимальной для обработки почв влажности. При
скорости вспашки около 6 км/ч оптимальная для обработки
влажность близка к влажности нижнего предела пластичности (74%
от полевбй влагоемкости). С понижением скорости до 3—4 км/ч
она падает до 60% от полевой влагоемкости. Отмеченный выше
интервал оптимальных влажностей в зависимости от скорости
вспашки довольно хорошо совпадает с интервалом, в котором
наблюдаются близкие величины содержания пленочной влаги, т. е.
с областью перехода пленочно-капиллярной воды в пленочную
рыхлосвязанную, ограниченную на рис. II 1.14 прямыми
пунктирными линиями. Оптимальные для механической обработки почвы
условия характеризуются не одной величиной влажности, а
интервалом влажностей. Точки пересечения верхней пунктирной
прямой с кривыми ОГХ дают величины оптимальных для
обработки почвы влажностей при низких скоростях. Проведенная че«
рез середину этого интервала прямая дает при пересечении с
кривыми ОГХ оптимальные влажности при средних скоростях. И
наконец, нижняя пунктирная прямая отсекает на кривых
оптимальные влажности при высоких влажностях.
Как уже отмечалось, с фммв совпадает и влажность
структурной усадки. С областью перехода пленочно-капиллярной влаги
в капиллярную в большинстве случаев совпадает полевая влаго-
емкость.
С областью перехода капиллярной воды в
капиллярно-гравитационную связаны влажность предела текучести и порозность
инфильтрации.
По кривым ОГХ можно рассчитать такие важные структурные
характеристики, как распределение объемов по размерам пор и
зависимость ненасыщенной гидравлической проводимости от
влажности (см. гл. 2, § 4; гл. 4, § 3). Кроме того, по кривым ОГХ
можно дифференцированно, т. е. с учетом конкретных почвенных
структур, классифицировать поры по функциям.
196

Выделяются следующие категории пор (см. рис. 111.26):
I — поры инфильтрации
II — поры аэрации
III — влагопроводящие поры
IV — влагосохраняющие поры
V — поры, занятые прочносвязанной водой с измененными
физическими свойствами
Гл ава 7
водный режим почвы
Совокупность физических процессов, вызывающих изменение
количества воды в почвах во времени и в пространстве, называют
водным режимом почв, каждый из этих процессов в отдельности
называют элементами водного режима. Количественно
охарактеризованные элементы водного режима называют элементами вод-
кого баланса. Следовательно, водный баланс является
количественной характеристикой водного режима.
§ 1. Водный баланс почвы и его составляющие
В зависимости от назначения водный баланс характеризуется
определенными границами как в пространстве, так и во времени.
Он может быть отнесен к почвенной толще в целом или ее
отдельным слоям, к определенной территории или элементу ландшафта.
Он может охватывать различные периоды времени (например,
гидрологический год, вегетационный период, один или несколько
месяцев). Водный баланс может быть полным или частичным,
т. е. включать все статьи или только некоторые наиболее
существенные из них. Поэтому при составлении водного баланса
необходимо указывать, за какой интервал времени он составлен, к какой
территории и какому слою почвы он относится, какие статьи
баланса исключены, если он неполный.
Основной приходной статьей водного баланса является сумма
осадков, достигших поверхности почвы 80с, а при орошении плюс
еще и количество воды, поданной на поверхность почвы 80р.
Однако не все количество воды может поглощаться почвой. Часть ее
стекает по поверхности — поверхностный сток вПс, Другая часть
может уходить с внутрипочвенным стоком (0ВС). И наконец, часть
ее фильтроваться в грунтовые воды (8Ин). В некоторых случаях
в учитываемую толщу почвы определенное количество воды может
поступать из грунтовых вод (6Гр) или из атмосферы в виде пара,
конденсирующегося в почве (9К). Часть воды может поступать из
соседней почвенной толщи (8ВП) и, наконец, на поверхность
учитываемой территории может притекать дополнительное количество
воды (8пп). Основными расходными статьями являются количество
воды, испаряемой из почвы (8ИСп) и транспортируемой с листовой
поверхности растений 8Т-
197

Таким образом, если начальный запас воды в почве был 0о, а
конечный 0i, то уравнение полного водного баланса почвы примет
следующий вид:
6i-eo=[(9oc+0ap) + en,+e„„+ebI1+ej-
-[(0Исп+етр) + епс+е*п+К- (i"-77)
В случае плоской поверхности, когда нет ни притока воды на
данную территорию, ни оттока с ней, когда отсутствует также внутри-
почвенный приток или отток и нет подтока из грунтовых вод при
условии, что вся вода поглотилась почвой, а капиллярная
конденсация незначительна, уравнение 111.77 примет следующий вид:
вх—в0 = (0ОС + 0Ор) -(0НСП + 0Т) (111.78)
или
А0 = 0—£, где 0 = 0ОС + 0ор, а Е = 8НСП + 8Т> (111.79)
т« е. эвапотранспирация.
Основными приемами регулирования водного режима являются
орошение и осушение, а также различные агротехнические
мероприятия. Подробные методы регулирования водного режима почв
рассматриваются в курсе «Мелиорация почв».

Часть IV
ГАЗОВАЯ ФАЗА ПОЧВЫ
Глава 1
ЭКОЛОГИЧЕСКАЯ РОЛЬ ПОЧВЕННОГО ВОЗДУХА И ВЛИЯНИЕ
АЭРАЦИИ НА РАЗВИТИЕ СЕЛЬСКОХОЗЯЙСТВЕННЫХ РАСТЕНИЙ
Аэрация почвы — один из важнейших процессов,
определяющих продуктивность почв. Кислород используется корнями
растений для того, чтобы обеспечить их энергией, необходимой для
их роста и распространения в почвенной толще и для
селективного поглощения ионов питательных элементов.
Некоторые растения, например рис, способны обмениваться
газами между корнями и воздухом на поверхности почвы через
ткани растений, т. е. путем внутреннего переноса кислорода от
частей, расположенных над поверхностью почвы (листья и
стебли), к частям, распространенным в почве. Большинство же
наземных растений неспособны удовлетворить потребность корней в
кислороде за счет внутреннего переноса. Поэтому поступление Ог
в корни может осуществляться только из окружающего их
пространства, в которое в свою очередь выделяется С02. Таким
образом, дыхание корней тесно связано с аэрацией почвы, т. е.
интенсивностью газообмена между почвой и атмосферой,
обеспечивающего поступление необходимых количеств кислорода в
корневую зону и удаления из нее избытка углекислоты.
Заметный вклад в изменение состава почвенного воздуха в
корневой зоне вносят микроорганизмы, тоже поглощающие Ог и
выделяющие СОг. Газы могут перемещаться в почве как в порах,
свободных от воды, при условии, что они соединены друг с
другом и открыты в атмосферу, так и в растворенной форме через
почвенную влагу. Скорость перемещения газов в воздушной
фазе обычно быстрее, чем в водной, и поэтому аэрация почвы в
сильной степени зависит от объема пор, свободных от воды и
занятых воздухом. Понижение интенсивности процесса аэрации,
вызванное плохим дренажем и переувлажнением почв или
механическим уплотнением их, может сильно задерживать рост растений.
Резкое ухудшение аэрации почв является одной из основных
причин отрицательного влияния многократных проходов тяжелой
сельскохозяйственной техники по поверхности почвы при
внесении удобрений, борьбе с сорняками и вредителями с помощью
гербицидов и постицидов, при уборке сельскохозяйственной
продукции.
199

В настоящее время аэрация почв стала основным
лимитирующим фактором повышения урожая сельскохозяйственных
культур, так как нехватка питательных веществ и воды успешно
компенсируются возрастающим внесением удобрений и широким
применением орошения.
В условиях пониженной аэрации обычно слабо развивается
корневая система растений и не проникает в нижние горизонты
почвы. Недостаток кислорода или повышенное содержание
углекислоты затрудняют у многих видов растений поглощение
корнями питательных веществ. Плохая аэрация служит причиной
понижения проницаемости корней растений для воды, что приводит
к понижению поглощения воды растениями и, следовательно, к
их раннему завяданию.
Анаэробные условия в почве вызывают ряд восстановительных
реакций как химических, так и биохимических. Среди них денит-
рификация — процесс восстановления нитратов до нитритов и
далее до окислов азота и элементного азота
N03~-*N02~-*N20-*N2. Некоторые из многочисленных
продуктов анаэробных процессов токсичны.
§ 1. Влияние аэрации на свойства почвы и протекающие
в ней процессы
Анаэробные условия нередко вызывают появление в почвах
характерной окраски. Если анаэробные процессы периодически
сменяются аэробными, то некоторые компоненты почвы, такие,
как железо и марганец, могут аккумулироваться в виде
конкреций.
К почвенным процессам, наиболее подверженным влиянию
изменений воздушного режима, относятся те, в которых участвуют
марганец и железо. Железо, в отличие от марганца, обладает
только двумя валентными формами. Оно менее устойчиво в
восстановленной форме, причем закисные соединения железа,
подобно соответствующим соединениям марганца, в кислых условиях
более устойчивы, чем в щелочных.
Свойства железа и марганца очень схожи в различных
почвенных условиях. Закисные соединения железа растворимы в воде,
степень их устойчивости в почве зависит от влияния
органического вещества, почвенной реакции, биологических окислительно-
восстановительных процессов, температуры, валового
содержания железа.
Окислительно-восстановительные реакции с участием железа и
марганца взаимно сопряжены. Об этом свидетельствует тот факт,
что при высоком содержании марганца в почвенном растворе
наблюдается недостаток железа. Недостаток железа для растений
чаще всего наблюдается в карбонатных почвах.
Концентрация углекислоты играет важную роль в процессах
выветривания первичных минералов в почвах. Парциальное дав-
200

ление углекислоты сильно влияет на кальциевый режим почвы..
Равновесие концентрации кальция в виде гидроокиси
карбонатов и бикарбонатов, как известно, может быть выражено в виде
функций or парциального давления углекислоты. Это равновесие
имеет большое значение для проблемы известкования почв.
Аэрация оказывает существенное влияние на почвенные
процессы через изменение микробиологической активности почвы.
При достаточном количестве кислорода, т. е. в аэробных
условиях, значительное число почвенных микроорганизмов принимает
участие в разложении органического вещества. Конечные
продукты аэробного разложения содержат углекислоту, воду, нитраты,
сульфаты, фосфаты, а также соединения кальция, магния, железа
и т. п.
При недостаточном снабжении кислородом, т. е. в анаэробных
условиях, возникают совершенно иные продукты разложения
органического вещества. Здесь встречаются такие соединения, как,
метан, сероводород, аммиак, альдегиды.
§ 2. Порозность аэрации, или воздухоносная
порозность почвы
Воздух в почвах размещается в свободном от воды объеме по-
рового пространства. В большинстве естественных почв
объемные отношения между твердой, жидкой и газовой фазами
непрерывно изменяются, поскольку почва периодически подвергается,
увлажнению и иссушению, а следовательно, набуханию и
сжатию, обработке или уплотнению, агрегированию или
диспергированию.
Особенно неустойчиво отношение между содержанием воды и
воздуха в почве. Их объемные доли настолько связаны друг с
другом, что увеличение одной из них обычно вызывает
сокращение другой:
га «8-6, (IV. 1)
где ее — часть объема порового пространства, занятая воздухом
(воздухоносная порозность); в — общая порозность (часть
объема почвы, не занятая твердой частью почвы); 6 — часть объема
порового пространства, занятая водой.
Поскольку часть порового пространства почвы, занятая
воздухом, неустойчива и зависит от влажности почвы, постольку ее
пытаются определять при некоторой более или менее устойчивой,
характеристической и воспроизводимой величине влажности почв.
Обычно для этих целей используют величину полевой влаго-
емкости.
Часть объема порового пространства, занятую при этой
объемной влажности воздухом, Хиллел (1980) предложил назвать
«полевой воздухоемкостью». Для этого показателя или близкого
к нему применяют и другие термины, например некапиллярная
20L

яюрозность, порозность, занятая воздухом при полевой влагоем-
кости, порозность аэрации. Последнее название нам
представляется наиболее удачным, поскольку указывает на функции пор.
Воздухоемкость почвы, или порозность аэрации, зависит от
многих факторов, не всегда поддающихся управлению с помощью
хозяйственной деятельности человека. Прежде всего она зависит
от гранулометрического состава почвы. В песчаных почвах она
порядка 25% и даже выше, в суглинистых — 20—15%, в
глинистых почвах она падает до 10% от общего объема почвы.
Однако в почвах тяжелого гранулометрического состава существенное
влияние на порозность аэрации оказывает агрегированность почв.
В хорошо агрегированных почвах с макроагрегатами крупнее
-5ммв диаметре обычно имеется большой объем макропор
(межагрегатных пор), очень быстро дренирующих воду и остающихся
.заполненными воздухом практически все время. Порозность аэра-
дии в таких почвах порядка 20—30%.
При диспергировании макроагрегатов и их разрушении
механическими силами исчезают в первую очередь макропоры, так что
в сильно уплотненных почвах при полевой влагоемкости может
•содержаться менее 5% воздуха по объему.
В течение длительного времени исследователи пытались найти
.зависимость между величиной порозности аэрации почв и
отзывчивостью на нее растений, найти такую величину полевой возду-
хоемкости, или порозности аэрации, при которой аэрация почв
была бы затруднена и ограничивала рост и развитие корневых
«систем. Однако полученные данные указывают на очень большие
колебания величин порозности, лимитирующей дыхание
растений. Они колеблются от 10 до 20% и в среднем близки к 10%.
Среди причин, объясняющих эти колебания, следует прежде
всего отметить то обстоятельство, что эту вличину очень трудно
♦определить с достаточной точностью, так как она зависит от
исходного определения двух в высшей степени вариабельных
параметров, а именно полевой влагоемкости и общей порозности. Оба
определения зависят от метода взятия образца, а их результаты
могут быть недостаточно точны. Но более серьезное возражение
против использования объема порового пространства, занятого
воздухом, в качестве показателя аэрации почвы заключается в
том, что скорость обмена почвенного воздуха, а не его
содержание, является решающим фактором. При высоких величинах
влажности почва часто содержит изолированные объемы
защемленного воздуха, которые по объему могут быть равны порозности
аэрации, но они не обмениваются газами с атмосферой.
Иногда даже тонкая почвенная корка, если она сильно
уплотнена и насыщена водой, может стать препятствием на пути
аэрации почвенного профиля независимо от того, имеется ли внизу
воздухоносная порозность или ее нет. Отсюда следует, что
аэрацию почв необходимо характеризовать более динамичными
показателями.
-202

§ 3. Состав почвенного воздуха и факторы,
его определяющие
В хорошо дренированных почвах состав почвенного воздуха*
близок к составу атмосферного, поскольку расходуемый в почве*
кислород быстро перемещается из атмосферы в почву.
Другая картина наблюдается в плохо аэрируемых почвах.
Состав почвенного воздуха изменчив значительно более
атмосферного.
В зависимости от таких факторов, как время года,
температура, влажность почвы, глубина, развитие и рост корневых систем^
микробиологическая активность, рН и прежде всего скорость
газообмена через почвенную поверхность, состав почвенного воздуха,
в большей или меньшей степени отличается от состава
атмосферного. Наиболее сильные различия отмечаются в концентрации
углекислоты (СОз), которая является основным продуктом
аэробного дыхания корней высших растений и многочисленных макро-
и микроорганизмов в почве. Концентрация С02 в атмосфере —
0,03%. Однако в почве она часто достигает уровней, которые в
десятки или даже сотни раз выше.
Поскольку СОг продуцируется в почве путем окисления
содержащего углерод органического вещества, постольку повышение
концентрации С02 обычно связано с понижением концентрации
элементного кислорода Ог (хотя и не обязательно в строго про--
порциональной степени, так как могут существовать
дополнительные источники кислорода в растворенной в воде форме или в-
легко восстанавливаемых соединениях).
Так как концентрация кислорода в атмосферном воздухе
обычно около 20,96%, то очевидно, что даже стократное увеличение
концентрации С02 от 0,03 до 3% может понизить концентрацию -
кислорода только до 18%. Однако, прежде чем растения начнут
страдать от недостатка кислорода, некоторые из них могут
страдать от избыточной концентрации СОг и других газов, как в
газовой, так и жидкой фазах.
В крайних случаях в условиях весьма затрудненной аэрации-
концентрация 02 может падать почти до нуля и
продолжительные анаэробные условия могут приводить к созданию химических
условий, характеризующихся развитием восстановительных
реакций (например, денитрификации) к выделению таких газов, как
сереводород (H2S), метан (СН4) и этилен, и восстановлению
минеральных окислов.*
Глав а 2
ГАЗООБМЕН ПОЧВЫ С АТМОСФЕРОЙ
Обмен газами между почвой и атмосферой может происходить-
посредством двух различных механизмов: конвекции и диффузии.
Последняя является основным механизмом.
203:

В основе каждого из этих рпоцессов лежит рассмотренный
ранее основной закон переноса массы и энергии, т. е. скорость
переноса или поток газа пропорционален движущей силе.
В случае конвекции движущей силой является градиент пол-
кого давления газа, что и приводит к перемещению всей массы
воздуха из зоны с более высоким давлением в зону с более
низким.
В случае же диффузии движущей силой является градиент
парциального давления (или концентраций) какого-либо
компонента весьма изменчивой газовой смеси, называемой воздухом.
Это и заставляет неравномерно распределенные молекулы
компонента перемещаться из зоны с высокой концентрацией в зону с
низкой, даже если газ в целом остается изобарным и
стационарным.
§ 1. Конвективный перенос почвенного воздуха
Разности между давлениями почвенного и атмосферного
воздуха могут быть вызваны рядом факторов, которые являются
причинами конвективного потока воздуха в почву или из нее.
Среди этих факторов прежде всего следует выделить
следующие: а) изменение барометрического давления в атмосфере;
б) порывы ветра над поверхностью почвы, приводящие к
изменению давления в атмосферном воздухе; в) температурные
градиенты.
На давление почвенного воздуха оказывают влияние
проникновение воды в почву во время инфильтрации, являющееся
причиной вытеснения существующего там почвенного воздуха, а
также колебания высоко расположенного уровня грунтовых вод,
выталкивающие воздух вверх или засасывающие вниз.
Краткосрочные изменения давления почвенного воздуха могут
также происходить во время обработки почв или их уплотнения
машинами. Значение колебаний давления воздуха и,
следовательно, конвективного переноса в обмене газами между почвой и
атмосферой долгое время было предметом дискуссий. Большинство
исследователей поддерживали гипотезу о более важной роли
диффузии, а не конвекции в газообмене (Кин, 1933; Пенман, 1940;
Рассел, 1955). Однако новейшие данные позволяют предположить,
что проведенный ранее анализ был неполным и что конвекция в
определенных условиях может внести заметный вклад в аэрацию
почвы, особенно на небольших глубинах в почвах с крупными
порами (Маршалл и Холмс, 1979; Хиллел, 1980).
Ковективный перенос воздуха в почве в некотором отношении
аналогичен переносу воды, но есть и существенные различия.
Сходство состоит в том, что перенос обеих текучих сред
вызывается градиентом давления и пропорционален ему. Различия
заключаются в том, что вода относительно несжимаема по
сравнению с воздухом, в то время как воздух в высшей степени сжима-
204

ем и его плотность и вязкость в сильной степени зависят от
давления (так же как и температуры).
Другое различие состоит в том, что вода (как это была
рассмотрено в предыдущей главе) активно взаимодействует с
поверхностью почвенных частиц (т. е. она является смачивающей
жидкостью), в результате чего вода всасывается в узкие поры.
Поэтому в не насыщенном водой состоянии (трехфазной
системе) воздух занимает более крупные поры. Следовательно, эти
две текучие среды — вода и воздух, сосуществуя в почве,
занимают различные части порового пространства,
характеризующегося различной геометрической конфигурацией. Отсюда и
различная проводимость, или проницаемость, по отношению к этим двум
средам, поскольку это связано с различным эффективным
диаметром и извилистостью пор, занятых каждой текучей средой.
Только в том случае, когда поровое пространство почвы полностью
заполнено одной или другой средой, будь то вода или воздух,
каждая из них будбт характеризоваться с одним и тем же
коэффициентом проницаемости (истинная проницаемость).
Несмотря на различия между течением воды и воздуха,
конвективный перенос воздуха в почве можно сформулировать в
виде уравнения, аналогичного уравнению Дарси:
*--№)•(■£)• <™
где qv — объемный конвективный поток воздуха (т. е. объем
воздуха, протекающий через единицу площади попереченого сечения
в единицу времени); К — воздухопроницаемость; х\ — вязкость
почвенного воздуха, x=l\ dP — разность давлений воздуха в
точках, расположенных на расстоянии /. Если этот поток выразить
в единицах массы (а не объема) на единицу площади и в едини*
цу времени, то уравнение (IV.2) примет вид
где qm — конвективный поток массы; pfl — плотность почвенного
воздуха.
Напомним, что плотность воздуха зависит от давления и
температуры. Если допустить, что почвенный воздух ведет себя как
идеальный газ, то для выявления связи между этими
переменными величинами можно воспользоваться уравнением состояния
идеального газа
PV=nRTf (IV.4)
в котором Р — давление, V — объем, п — число молей газа»
R — универсальная газовая постоянная, Т — абсолютная
температура.
Так как плотность р « —, а масса М равна числу молей п,
умноженному на молекулярную массу /л, то, преобразуя уравне-
205

т
RT
ние IV.4 У=~""Б— и подставляя значение V в уравнение
плотности, получим
(IV.5)
Поскольку конвективный перенос происходит преимущественна
в нестационарном состоянии, постольку необходимо ввести
рассмотренное уравнение неразрывности для сжимаемой среды:
J^ = _i22L. (IV.6)
dt дх
Подставляя выражение для р из уравнения IV.5 и выражение для
с/т из уравнения IV.3 в уравнение IV.6, получим
.JL--2-(*L.*L\ (iv.7>
dt дх \ п дх ) х '
Если -2й— более или менее постоянно (т. е. разность давлений
мала), то можно написать
-£■-«-** (IV.8)
dt дх* * v r
RTK
где а = сложная постоянная.
m
В основе применения этого уравнения лежит предположение о
том, что течение ламинарное, которое действительно
соблюдается при небольших разностях давления.
Другой механизм конвективного переноса газов в почве
связан с переносом растворенных газов с дождевой или
оросительной водой, проходящей через почву. Некоторые исследователи
высказали предположение, что растворенный в просачивающейся
воде кислород позволяет расти или по крайней мере сохраняться
культурным растениям в почвах, покрытых в течение некоторого
времени водой (Рассел, 1955), или даже позволяет корням
проникать ниже уровня грунтовых вод (Робинзон, 1964). Однко Хил-
лел (1980) отметил, что насыщенный кислородом воздух при
атмосферном давлении содержит только 6 мл Ог в 1 л, которого
достаточно только для того, чтобы обеспечить дыхание 1 г (в
сухом виде) активных корней. Исключая случай песчаных почв с
необычайно большой скоростью инфильтрации, маловероятно, что
запас кислорода в инфильтрующейся воде может иметь какое-
либо даже очень временное влияние. В то же время внезапный
сильный дождь или орошение затоплением могут иногда
защемлять большие объемы воздуха между просачивающейся
поверхностью воды и уровнем грунтовых вод, и этот воздух может
служить источником кислорода во время затопления в течение
нескольких дней (Кемпер, Амемийя, 1957).
206

§ 2. Диффузионный перенос газов в почве
Диффузионный перенос газов в почве происходит частично в
газовой фазе и частично в жидкой. Диффузия через заполненные
воздухом поры поддерживает обмен газами между атмосферой и
почвой, в то время как диффузия через водные пленки
различной толщины непосредственно обеспечивает снабжение
кислородом гидратированных живых тканей корней растений и
удаление из них углекислоты.
Для обоих участков пути диффузионный процесс можно
описать законом Фика:
qd—DljL9 (IV.9)
где qd — диффузионный поток воздуха (масса, диффундирующая
через единицу площади в единицу времени); D — коэффициент
диффузии (имеющий размерность площади на время); С —
концентрация (масса диффундирующей субстанции в единице
объема); х — расстояние; dx — градиент концентрации.
Если вместо концентрации использовать парциальное
давление диффундирующего компонента, то получим
*—(£)(£)■ <IV-10»
где р — отношение парциального давления к концентрации.
Прежде всего рассмотрим участок пути диффузии газов в
воздушной фазе.
Очевидно, что коэффициент диффузии газов в почве Ds будет
меньше коэффициента их диффузии в воздухе Do, так как
почвенные частицы понижают площадь эффективного поперечного
сечения, доступную для диффузии газов. В почве эта площадь
равна площади, занятой воздухом. Это то же самое, что и занятая
воздухом порозность, т. е. порозность аэрации е0. К тому же
частицы препятствуют переносу газов еще и тем, что изменяют пути
их течения в извилистой и плохо связанной системе и,
следовательно, оказывают сопротивление, оцениваемое коэффициентом Ь.
Таким образом, отношение —-=fcefl, или D$=Doft'efl.
Различно
ные исследователи находили различные соотношения между
Ds/Dq и га.
Пепман (1940) нашел, что —-=0,66ев. Здесь 0,66 — коэф-
фициент извилистости, предполагающий, что кажущийся путь
составляет около 2/3 длины реального среднего пути диффузии в
почве.
Блейк и Пейдж (1948) нашли, что отношение между Ds/D0 и
порозностью аэрации еа изменялось от 0,62 до «0,8 и что в
агрегированных почвах Ds приближалось к нулю в том случае,
когда объем воздуха падал приблизительно ниже 10% порозности.
207

Это явление они связывали с прерывистостью блокированных
воздухоносных пор в агрегатах.
Маршалл (1959) принял во внимание распределение
почвенных пор по размерам, влияющим на диффузию, и предложил
—£- = еЬ5, что соответствует коэффициенту Пепмана при
высоко
ких величинах порозности аэрации, но падает ниже его при
более низких величинах.
Миллингтон (1959) предложил
-§-=(^)>. (IV.I1)
где е — общая пористость.
Эти расхождения были объяснены де Фризом (1950),
показавшим на основе теории, что зависимость между эффективным
коэффициентом диффузии и порозностью аэрации должна быть
криволинейной, обусловленной геометрией распределения пор по
размерам, и поэтому нет оснований полагать, что она будет одной
и той же для различных почв и содержаний воздуха при
различном содержании воды.
Установив изменчивую природу DSt вернемся к
математическому формулированию процессов диффузии.
Принимая во внимание нестационарные условия, снова
обратимся к принципу неразрывности
3-—-£. (IV-12)
устанавливающему, что интенсивность изменения концентрации
во времени выравнивается скоростью изменения диффузионного
потока с расстоянием. Предполагается, что диффундирующая
субстанция сохраняется повсюду. Однако, по мере того как 02 и С02
диффундируют через почву, Оя поглощается, а С02
продуцируется аэробной биологической деятельностью вдоль пути диффузии.-
Для того чтобы учесть эти количества, добавляемые к
диффундирующей субстанции или вычитаемой из нее в единицу
времени, к правой части уравнения неразрывности IV.12 следует
добавить выражение ±5, в котором плюс означает приращение
интенсивности (источник), а минус — уменьшение интенсивности
(сток) для рассматриваемой субстанции (в нашем случае либо
для 02, либо для CCfe).
Соответственно
Выражение S(x,t) означает, что источник-сток есть функция
пространства и времени. Далее, подставляя уравнение qd= —D-—
at
208

в уравнение IV. 13 и рассматривая только вертикальное
направление z (глубина), получим
f-£-(^) **«••*
(IV. 14)
Таблица IV.1
Коэффициент диффузии кислорода
и углекислоты в воздухе
и воде при 25°, м^с"1
Среда
Воздух
Вода
Кислород
2,26'Ю-5
2.60-10-»
Углекислота
11,81.10-5
2.04-10"»
Можно ожидать, что в агрегированных почвах происходит
довольно быстрая диффузия в межагрегатных порах, которые быстро
дренируются после дождя или полива и образуют сеть
непрерывных, заполненных воздухом пустот. Однако внутриагрегатные
поры могут оставаться почти насыщенными в течение длительного
времени и ограничивать таким образом внутреннюю аэрацию
агрегатов. Корни растений обычно
распространяются по крупным
межагрегатным порам и едва
проникают внутрь агрегатов. Это
происходит либо из-за того, что
внутриагрегатные поры малы и
их механическая прочность не
позволяет туда проникать, либо
из-за ограниченной аэрации. В то
же время микроорганизмы все
же проникают в агрегаты и путем
потребления кислорода
влияют на почвенную аэрацию в целом. Центры крупных плотных
агрегатов могут быть анаэробными даже в том случае, когда
крупные поры по их периферии хорошо аэрированы. Таким образом,
даже в хорошо аэрируемых почвах могут встречаться области
анаэробиозиса.
Теперь рассмотрим диффузию газов в жидкой фазе. Конечный
отрезок пути диффузии 02 к тканям корней и С02 от них
происходит через жидкую фазу, т. е. через водные пленки и оболочки,
окружающие корни. В этом случае в уравнении IV. 14 следует
использовать коэффициент диффузии для растворенной
диффундирующей в воде субстанции Dw. Несмотря на то что эта стадия
диффузии протекает на очень коротком расстоянии (водные
пленки даже самые толстые могут быть толщиной всего лишь в
несколько миллиметров), она может оказаться лимитирующей,
поскольку диффузия Ог в воде составляет только около 0,0001 ее
величины в воздухе. Коэффициенты диффузии 02 и С02 в воде
и в воздухе представлены в табл. IV. 1, заимствованной из работы
Грейбла (Grable, 1966).
§ 3. Дыхание почвы и потребность в аэрации
Общая интенсивность дыхания почвы, обусловленная всей ее
биологической активностью, т. е. количество потребленного
кислорода и количество продуцированной углекислоты, всем почвенным
профилем определяет потребность почвы в аэрации.
209

Для разработки приемов регулирования воздушного режима
почв и прежде всего для создания оптимальных для аэрации
условий необходимо иметь количественные представления о
потребностях в аэрации различных культур и почв. Однако эту
информацию трудно получить, поскольку интенсивность и
пространственное распределение дыхания почвы, так же как и его
изменение во времени, зависят от множества факторов. И прежде всего
от температуры, влажности почвы, содержания органического
вещества и изменения во времени активности дыхания
микроорганизмов и корней высших растений.
Анаэробиозис, или кислородное голодание, наступает, когда
интенсивность снабжения кислородом падает ниже требуемой
величины. Эти условия могут развиваться очень быстро, так как
запасы кислорода в почве довольно низкие по сравнению с теми»
которые требуются для дыхания.
Хиллел (Hillel, 1980) это иллюстрирует следующим примером.
Возьмем почву с эффективной корневой системой до глубины
60 см и 15% воздухоносной порозности, содержащей 90 л воздуха
под каждым квадратным метром почвенной поверхности с
начальной концентрацией кислорода 20% в газовой фазе. Рассчитанный
запас кислорода будет составлять 18 л, что эквивалентно 25 г.
Эта величина получается из такого расчета: идеальный газ при
стандартных температуре и давлении занимает объем 22,4 л/моль;
молекулярная масса кислорода — 32 г; масса, содержащаяся в
18 л, равна (18/22,4) -32=25,7 г.
Если потребность в кислороде для дыхания почвы порядка
10 г/сут на квадратный метр, то начального кислородного запаса
в почве хватит только на 2,5 дня. Симптомы же кислородного
голодания будут проявляться раньше. Однако эти цифры
приведены только для того, чтобы показать порядок величин, так как в
реальных условиях аэрация, вероятно, изменяется в широких
пределах.
Рост растений, вероятно, в большей степени зависит от
распространения и продолжительности периодов кислородной
недостаточности, чем от средних условий.
Исчерпывающие данные по интенсивности дыхания были
получены Карри (Currie, 1975) измерениями в специальных полевых
респирометрах. Результаты его исследований выявили ведущую
роль температуры. Особенно четко это видно на связи сезонных
колебаний температуры почвы и дыхания. Интенсивность дыхания
летом может быть более чем в десять раз сильнее, чем зимой.
При одной и той же температуре интенсивность дыхания сильнее
весной по сравнению с осенью. Это связано, с одной стороны, с
большим развитием микробных популяций весной, а с другой —
с большей доступностью в это время года нер аз ложившихся
растительных остатков.
Дыхание значительно сильнее на занятых
сельскохозяйственными культурами участках по сравнению с паром, что
обусловлено как дыханием корней, так и усиленной микробиологиче-
210

ской деятельностью в результате выделения корней и их
разложения.
Суточные колебания почвенного дыхания также следуют за
ходом температуры. Интенсивность дыхания в полдень более чем
в два раза выше, чем утром.
Таким образом, дыхание почвы изменяется как от сезона к
сезону, так и в течение суток и недель; оно также связано с
фазой развития сельскохозяйственных культур и
микробиологической деятельностью.
§ 4. Воздушный режим почвы и методы его регулирования
Изменения интенсивности дыхания почв, связанные главным
образом с дыханием корней растений, жизнедеятельностью
микроорганизмов, биохимическими реакциями и т. п., интенсивность
газообмена между почвой и атмосферой, скорость перемещения
газов по профилю почвы обусловливают изменения в содержании
основных компонентов почвенного воздуха — кислорода и
углекислого газа, как в пространстве по профилю почвы, так и во
времени, т. е. создают воздушный режим почв.
Резкие колебания температуры и влажности в поверхностных
слоях почвы создают исключительную изменчивость ее дыхания
Л51015 2,02,53,0 35 *>0 4,5
Концентрация^, %
от объема воздуха
-L-J 1 1 I L
10 72 14 16 18 20
Концентрация 0г, %
от объема воздуха
Рис. IV. 1. Распределение концентраций углекислоты и кислорода в
почвенном воздухе по профилю дерново-подзолистой и светло-каштановой
почвы в разные сроки наблюдений. Дерново-подзолистая почва
(смешанный лес):
/ — 24/VIII 1955; 2 — 9/XI 1955; 3 - 7/ХИ 1955; 4 — 7/И 1956.
Светло-каштановая почва: 5 — 8/V 1961, 6 — 4/IX 1961. (Данные
И. Н. Николаевой 1970 н Л. Б. Борввинской)
211

и состава почвенного воздуха. Содержание, состав почвенного
воздуха, газообмен между почвой и атмосферой подвержены
суточной, сезонной, годовой и многолетней изменчивости. Наиболее
ярко суточные изменения воздушного режима почв наблюдаются в
самых поверхностных слоях почвы до глубины не более 50—70 см.
Содержание кислорода вниз по профилю почвы падает, а
углекислоты возрастает (рис. IV.1). В сухих, хорошо аэрированных
светло-каштановых почвах эта тенденция выражена слабо
(Николаева, 1970).
Существенное влияние на содержание кислорода и
углекислоты в почвенном воздухе оказывает уровень грунтовых вод.
Основной путь улучшения воздушного режима почв, повышения их
аэрируемости — регулирование уровня грунтовых вод с помощью
дренажа.
Определенное влияние на улучшение аэрации пахотного слоя
почвы оказывает улучшение его структуры, повышение
агрегированное™ почвы. Это особенно важно в тех случаях, когда на
поверхности почвы образуется корка, а в профиле почвы — слитые
горизонты, так как они препятствуют газообмену с атмосферой.
Глава 3
МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ ГАЗОВОЙ ФАЗЫ ПОЧВ
Среди этих методов наибольшее развитие получили методы
определения состава почвенного воздуха. Для этой цели длительное
время применяли специальные газоанализаторы, в которых
содержание кислорода и углекислоты определяли адсорбционно-метри»
ческим способом: поглощением углекислоты — 15—20%-ным
раствором едкого калия, а кислорода — щелочным раствором
пирогаллола. Основным недостатком этого метода является то, что он
требует больших объемов проб воздуха от 100 до 200 мл,
извлекаемых с различных глубин с помощью специально установленных
трубок, оканчивающихся воронкой.
Наибольшие трудности здесь состоят во взятии образца
почвенного воздуха достаточно большого объема для того, чтобы
обеспечить надежное измерение, но вместе с тем достаточно
маленького, чтобы избежать нарушений состава почвенного
воздуха и его перемешивания или даже изменения за счет
поступления атмосферного.
Решить эту проблему, так же как и проблему инструмента-
лизации измерений, позволило применение газовой хроматографии,
требующей для анализа небольших объемов воздуха (только
около 0,5 мл), которые можно выделить из почвы с помощью шприца.
Для измерения воздухопроницаемости почв, т. е.
коэффициента, влияющего на перенос воздуха через почву под действием
градиента полного давления, используют те же принципы, что и
при определении гидравлической проницаемости почв. Поток га-
212

за, проходящий через почву, сравнивается с потоком воды в
пористой среде, при этом используется также уравнение Дарси. Так
же как и при определении водопроницаемости, здесь выделяются
два варианта,
В одном из них (Hillel, 1980; рис. IV.2, а) определение К
производится при постоянном давлении (и, следовательно,
переменном объеме). Поток воздуха
<7« =
ДУ
К АЯ
/
(IV. 15)
Отсюда при
AP=const K-JLf-AHy
(IV. 16)
Рис. IV.2. Методы измерения
воздухопроницаемости (по Хил-
лелу, 1980):
а — при постоянном давлении
(переменном объеме), б — при
падающем давлении (постоянном
объеме); (обозначения см. в
тексте)
манометр
а
сжатый
боздух
манометр
5
сжатый
Шдух
зг
\
Измеряя изменение объема воздуха (расход воздуха) в
воздушной камере, можно определить воздухопроницаемость почвы*.
В уравнениях IV. 15 и IV. 16 А — площадь поперечного сечения-
образца, / — высота образца, е — порозность образца, V —
объем воздуха в камере, t — время, за которое произошло
изменение объема воздуха в камере, т\ — вязкость воздуха, К —
воздухопроницаемость. '
Н. Ф. Добряков в 1929 г. предложил метод определения
воздухопроницаемости при постоянном давлении с учетом расхода
воздуха с помощью реометра, т. е. по определению скорости
прохождения воздуха (в см3/мин). Скорость прохождения воздуха
через прибор в атмосферу, равная 100 см3/мин, принимается за
100% воздухопроницаемости. При пропускании через почву
воздух испытывает сопротивление, что сказывается на показаниях,
реометра. Воздухопроницаемость почвы отсчитывается на шкале
реометра в % от исходной.
Во втором варианте рис. IV. 2, б определение К производится,
при переменном давлении (постоянном объеме).
Воздухопроницаемость К рассчитывают по следующей формуле:
к =_2I3£L | —_р_ j, (IV 1?у
APq
где А, I, т\, t — то же самое, что и на рис. IV.2, а\ Ра — атмосфер-
213:

вое давление; Р — давление воздуха в камере; Р\ и Р2 —
давление воздуха в камере в начале и конце интервала Д/.
Предложен ряд методов для измерения диффузионных
процессов в почве, происходящих как в газовой, так и жидкой фазе.
Один из них (Raney, 1950) состоит в том, что созданную в почве
полость заполняют газообразным азотом и периодически берут из
нее образцы для того, чтобы определить скорость диффузии в
нее газов, в частности кислорода из окружающей почвы.
Противоположная методика состоит в том, что созданную в
почве полость заполняют меченым газом и измеряют скорость его
рассасывания путем диффузии в газовую фазу окружающей
почвы.
Однако измерение скоростей диффузии газов только в
воздухоносных порах еще недостаточно для того, чтобы дать
представление об обеспеченности корней растений кислородом и об
удалении от них углекислоты, так как они окружены пленкой жидкой
•фазы, задерживающей диффузию кислорода и углекислоты.
Для измерения диффузии кислорода в почве с учетом жидкой
фазы Лемон и Эриксон (Lemon, Erickson, 1952) предложили
использовать платиновые электроды в качестве зондов,
имитирующих корни растений. Метод основан на предположении, что
величина электрического тока, возникающего в результате
восстановления элементного кислорода на тонком платиновом
электроде с постоянным отрицательным зарядом, пропорциональна интен»
сивности, с которой растворенный в воде кислород диффундирует
к этой поверхности. Молекулы растворенного кислорода, достигая
электрода, поглощают 4 электрона и реагируют с водородными
ионами, образуя в условиях кислой среды воду
(02+4Н++4ё-*Н.20). В условиях же щелочной среды они
реагируют с водой, образуя гидроксил (02+2Н20+4ё-*ОН-).
Таким образом, покрытый водой электрод действует как сток,
имитируя дышащий корень.
Интенсивность диффузии кислорода (ODR — в
международной символике) рассчитывается из следующего соотношения:
it • 1(Гв nFAf или f = ''•}** , (IV. 18)
nFA
тде it — ток в микроамперах; f — моли Ог/см2^; А — площадь
платинового электрода, см*; F — число Фарадея, 96,500 кл
(кулонов) ; п — число электронов, необходимое для того, чтобы
восстановить одну молекулу кислорода, равную 4. В окончательном виде
60.32.10-.,, р.аг1.шпр1в (1уЛ9)
4- 96,500 А
Следует отметить, что этот метод не основан на решении
уравнения диффузии для определенных граничных условий и поэтому
не дает представления о величине эффективного коэффициента
диффузии ни в почвенном воздухе, ни в воде. С помощью этого(
214

метода измеряется поток, который зависит от размера и формы
электрода, места его установки, так же как и от коэффициента
диффузии окружающей пористой среды. Многочисленными
исследованиями была показана хорошая корреляция между ODR и
отзывчивостью растений в условиях ограниченной аэрации.
Синха и Чайлдейл (Sinha, Childayl, 1982) приводят данные по»
потребности в диффузии кислорода различных культур
(таблЛУ.2).
Таблица IV.2
Потребность различных культур в диффузии кислорода
Культура
•ur8.i
ODR,
Кукуруза
Бобы
Пшеница (неорошаемая)
Пшеница (орошаемая) .
Горох (неорошаемый) .
Горох (орошаемый) . .
20,0
28,4
26,9
26,3
32,9
39,5
Перед измерениями датчик вводят во влажную почву и
снимают показания до тех пор, пока они не станут устойчивыми.
Применительно к относительно сухим почвам метод ненадежен.

Часть V
ТЕПЛОФИЗИКА ПОЧВ
Поступающее в почву тепло оказывает существенное влияние
на протекающие в ней почвенные физические процессы обмена
массой и энергией, включая испарение и аэрацию, определяя их
интенсивность и направление. Температура обусловливает типы и
интенсивность химических реакций, портекающих в почвах.
Наконец, температура сильно влияет на биологические процессы —
прорастание семян, появление всходов и их рост, развитие корней
и микробиологическую деятельность.
Глава 1
ИСТОЧНИКИ ТЕПЛА В ПОЧВАХ И ТРАНСФОРМАЦИЯ СОЛНЕЧНОЙ
ЭНЕРГИИ НА ПОВЕРХНОСТИ ПОЧВЫ
Основным источником тепла в почве является поступающее на
ее поверхность солнечное излучение, или солнечная радиация.
В силу неровности рельефа, наличия растительного покрова,
одновременного существования участков суши и воды, снега и
льда и т. д. понятие «поверхность почвы», как указывает
А. Ф. Чудновский (1967), теряет свой обычный смысл
математической поверхности и приобретает довольно условный,
неопределенный, далеко не двухмерный характер. Поэтому правильнее
говорить не о почвенной, а о деятельной поверхности, под которой
имеется в виду динамическая активная поверхность, на которой
лроисходит трансформация притекающей к ней солнечной
энергии.
В действительности это понятие характеризует не поверхность,
а некоторый весьма тонкий слой, в котором происходит
поглощение солнечной радиации и последующее нагревание и излучение.
При математическом моделировании этот слой лишь в пределе
может быть принят нулевым. На деятельной поверхности
возникают теплообменные процессы с приземным слоем воздуха и
нижележащими слоями почвы.
216

Поскольку соотношения между различными составляющими
солнечной радиации периодически изменяются как в течение
суток, так и в годичном цикле, постольку возникающее на
деятельной поверхности теплообменные процессы с нижележащими
слоями почвы приводят к температурным колебаниям в довольно
глубоком слое почвы, толщина которого зависит от теплофизических
характеристик почвы и от периода тепловой волны (сутки, год).
Слой, ограниченный сверху деятельной поверхностью, а снизу
уровнем постоянных температур, т. е. той границей, до которой
уже не доходят тепловые волны, называют активным слоем.
§ 1. Энергетический баланс непокрытой растительностью
почвы
Радиационный баланс. Источником всех тепловых эффектов на
деятельной поверхности является притекающая к ней прямая
коротковолновая солнечная радиация (/$). Напомним, что
согласно закону Вина длина волны максимальной интенсивности
излучения Хт обратно пропорциональна абсолютной температуре
и равна:
* 2900
Так как на поверхности Солнца температура около 6000 К, то его
видимый световой диапазон включает X=0,3—0,7 мкм, диапазон
инфракрасного излучения с длиной волн до 3 мкм и
ультрафиолетового с Х<0,3 мкм. Этот поток солнечной радиации (и все
остальные) определяется как количество тепла, приходящееся на
единицу площади в единицу времени, и в системе СИ его
выражают в Вт «м-2, а в системе СГС — в кал-мин-1-см-2.
Другая часть солнечной радиации, называемая рассеянной
радиацией (1а), притекает к деятельной поверхности после
рассеяния молекулами газов, входящих в состав воздуха, пылинками,
инородной примесью, ионами. В совокупности весь поток
солнечной радиации Is+Ia, называемый суммарным потоком,
складывается с приходящим из атмосферы длинноволновым излучением
/,, представляющим часть прямой солнечной радиации,
поглощенной водяными парами (облаками), озоном, другими
атмосферными газами, пылью.
Вся пришедшая радиация 1^ + 1а + 1^ частично отражается от
деятельной поверхности, а частично претерпевает излучение,
причем отражение длинноволновой радиации крайне мало.
Отражается преимущественно коротковолновая суммарная радиация.
Часть отраженной коротковолновой радиации, отнесенная к
величине поступившей на поверхность суммарной радиации,
называют коэффициентом отражения, или альбедо (а). Альбедо —
важная характеристика почвенной поверхности и может
варьировать в широких пределах в зависимости от цвета почвы, шерохо-
8 А. Д. Воронин
217

ватости и наклона поверхности, влажности почвы (табл.УЛ)»
Чем суше почва и более гладкую поверхность она имеет, тем она
светлее и, следовательно, выше ее альбедо.
Так как температура поверхности почвы обычно порядка
300 К, испускаемое ею излучение имеет пик интенсивности при
длинах волн около 10 мкм и распределение длин волн в
диапазоне 3—50 мкм. Это область инфракрасного, или теплового, из-
Таблнца V.1
Коэффициент отражения суммарной радиации (а) от природных поверхностей
(по ван Вийку и Убичу, 1968)
Характер поверхности
Свежий снег
Тающий снег
Высохшая соль
Известь
Кварцевый песок
Влажная темная глина
Сухая темная глина
Влажный песок
а
0,8—0,85
0,3-0,65
0,5
0,45
0,35
0,02—0,08
0,16
0,09
Характер поверхности
Паровое поле
Влажная пашня '
Зеленый травостой
Сухой травостой
Влажная степь
Сухая степь
Скошенное поле
Поле зерновых культур
а
0,12-0,35
0,05-0,14
0,16-0,27
0,16—0,19
0,22
0,32
0,15—0,17
0,1—0,25
лучения. Эта длинноволновая радиация излучается деятельной
поверхностью обратно в атмосферу в количестве //, и зависит
прежде всего от температуры поверхности почвы.
Алгебраическая сумма радиационных потоков на деятельной
поверхности или радиационный баланс в дневное время
составляет величину
/« = (/* +'*) (!-«) + (//,-'/,). (V.1)
В ночное время /s=0 и /fl=0, и весь радиационный баланс
выражается следующей формулой:
Тепловой баланс. Оставшаяся после всех потерь за счет
отражения и излучения величина радиационного баланса /п
трансформируется в тепло, которое расходуется на испарение в
количестве LE (произведение интенсивности испарения Е и скрытой
теплоты на единицу испарившейся воды), на процессы
турбулентного теплообмена с приземным слоем воздуха Q*. Оставшаяся
часть 1п обеспечивает передачу тепла в глубь почвы в количестве
Q„. Таким образом, полный тепловой баланс на деятельной
поверхности, выражающий закон сохранения энергии,
представляется в виде
In=Qn+QA+LE. (V.2)
218

Полный энергетический баланс на поверхности почвы, не
покрытой растительностью, можно представить в виде следующего
уравнения:
(/s + /e)(l-o)+^-^-Qn-Q4-^=0. (V.3)
Принято все элементы энергетического баланса брать
положительными, если они направлены к поверхности, и отрицательными
в обратном случае. Характерной чертой поведения всех элементов
теплового баланса является ярко выраженный суточный ход
(рис. V.1). Каждая из величин /n, LE, QA, Qn во всех районах зем-
Рнс. V.I. Суточный ход элементов теплового баланса на залуженном
участке (Почвенный стационар МГУ):
I — ясный летний день, II — пасмурный летний день; /п — величина
радиационного баланса; LE — количество тепла, расходуемое на
испарение; Qa — количество тепла, расходуемое на процессы
турбулентного теплообмена с приземным слоем воздуха; Qa — количество тепла,
переданное в почву
ного шара проходит дважды в сутки через нуль (утром и
вечером и достигает максимума примерно в полуденное время, а
минимума — ночью). Такой периодический ход вытекает из
естественного суточного режима источника всех энергетических
процессов — суммарной коротковолновой радиации. Она достигает
максимальной величины в полдень, а после захода солнца —
исчезает. В результате радиационный баланс становится
отрицательным из-за длинноволновой радиации, излучаемой поверхностью
почвы, и она отдает тепло.
На радиационный баланс и, следовательно, на все элементы
теплового баланса существенное влияние оказывают погодно-кли-
матические условия, агротехнические и мелиоративные меро-
8*
219

приятия. Под влиянием этих факторов периодичность в ходе
баланса и его элементов сильно деформируется.
Наиболее резкая зависимость элементов от погодно-климати-
ческих условий обнаруживается на Севере.
На pnc.V.l показано резкое изменение некоторых элементов
теплового баланса при переходе от пасмурной к ясной погоде.
На юге в условиях более устойчивой погоды должно
наблюдаться более стабильное распределение в величинах и суточном
ходе элементов теплового баланса. Особенно сильное, но кратко-
Рис. V.2. Изменение в распределении элементов теплового баланса в
результате полива (обозначения см. в тексте):
I — до полива; II — после полива
срочное влияние на соотношение элементов теплового баланса
оказывает орошение. На рис.У.2 (Чудновский, 1967) представлен
суточный ход величины радиационного баланса 1п и его
составляющих на поле хлопчатника в Кулундинской степи до и после
полива. При примерно равной величине /п после полива
наблюдается существенное увеличение испарения LE за счет резкого
спада турбулентного потока QA и менее заметного уменьшения
теплопотока в почву.
Существенное влияние на изменение в распределении
элементов теплового баланса оказывают и такие мероприятия, как
мульчирование почвы, покрытие ее поверхности различного рода
пленками, битумами, смесями или специальные виды обработки
почвы, такие как гребневание, валование, прикатывание с
поверхности и т. д. Подробнее эти мероприятия будут рассмотрены при
обсуждении способов регулирования теплового и температурного
режимов.

Глава 2
ПЕРЕНОС ТЕПЛА В ПОЧВЕ
Характер распространения тепла в почве, амплитуда и фаза
распространяющихся вниз по профилю почвы температурных волн
имеют большое значение как для земледелия и растениеводства,
так и для почвообразовательного процесса.
Поток тепла, направленный в нижележащие горизонты почвы,
в общих чертах описывается уравнением Фурье:
<7„ *-§-. (V.4)
где <7п — плотность потока тепла, который представляет собой
скорость переноса тепла через единицу площади в Дж-м^-с"1;
К — теплопроводность почвы в Дж-м^^сг^К"1, или Вт»м-1 «К"1;
dT/dz — градиент температуры в К-м-1; 2=0 — поверхность
почвы.
Следует опять обратить внимание на , формальное сходство
этого уравнения с уравнением Дарси, поскольку перенос тепла
тоже подчиняется основному закону переноса массы и энергии.
Отрицательный знак перед уравнением V.4 необходим, потому
что перемещение тепла происходит в направлении от более
высокой температуры к более низкой, т. е. тепло течет в
направлении отрицательного температурного градиента.
Коэффициент пропорциональности X зависит от особенностей
проводящей тепло среды, в данном случае от
гранулометрического и минералогического составов почвы, содержания гумуса,
влажности и ряда других свойств. Для определения
коэффициента теплопроводности можно использовать отмеченное выше
уравнение, если задать в лабораторных условиях устойчивый
температурный градиент с разных сторон почвенного образца.
Уравнение V.4 описывает проведение тепла в стационарных
условиях, где температура в каждой точке проводящей среды и
поток остаются постоянными во времени.
В полевых условиях в почвах и температура и температурные
градиенты изменяются в течение более или менее
продолжительного времени. Поэтому, для того чтобы описать нестационарный
температурный режим, используют вместе с уравнением Фурье
уравнение сохранения тепла, известное как уравнение
неразрывности.
Уравнение неразрывности устанавливает, что в отсутствие
любых источников или стоков тепла скорость изменения в
содержании тепла в элементарном объеме проводящей среды (в
нашем случае почвы) равняется изменению скорости потока с
расстоянием, т. е.
—ST—дГ' (V,5)
221

где р — плотность почвы, Ст — удельная теплоемкость почвы.
Подставив вместо dq его выражение V.4, получим
gsSL-J-lblLY (V.6)
dt дг \ dz J v '
Иногда возникает необходимость учесть возможные источники и
стоки тепла в том объеме, где происходит перенос тепла.
Например, источниками дополнительного тепла могут быть такие
явления, как разложение органического вещества, смачивание
первоначально сухой почвы, конденсация водяных паров. Стоки тепла
обычно связаны с испарением. Объединяя все источники и стоки,
как и ранее, в одно выражение S, можно последнее уравнение
переписать в следующей форме:
в котором выражение источник — сток представлено как
функция пространства и времени.
Для того чтобы определить скорость изменения Т во времени
(т. е. быстроту выравнивания температур), быстроту нагревания
или охлаждения почвы на заданной глубине, это уравнение
следует представить в следующем виде:
*L—h-(*L.\ (V.8)
Выражение = х называют коэффициентом температуро-
рСт .»
проводности, или температуропроводностью почвы. Эта теплофи-
зическая характеристика почвы оценивает почву с точки зрения
быстроты выравнивания температур, которая зависит от
объемной теплоемкости почвы. Одной теплопроводности недостаточно
для определения скорости нагревания или охлаждения почвы,
так как при близких величинах теплопроводности почвы более
теплоемкие будут дольше нагреваться и дольше остывать.
Температуропроводность х прямо пропорциональна
теплопроводности и обратно пропорциональна объемной теплоемкости:
х=-£-. (V.9)
Величина коэффициента температуропроводности имеет важное
агрономическое значение, поскольку показывает скорость
прогревания или охлаждения почвы. Для жизнедеятельности растений
важно не столько количество аккумулированного почвой тепла,
сколько его напряженность, т. е. температура. Следует обратить
внимание на то, что температуропроводность имеет размерность
коэффициента диффузии м2с-1 и, следовательно, выражение
Х/рьт играет такую же роль, как коэффициент диффузии воды
или газа в почвах, поэтому в зарубежной литературе по физике
222

почв его называют термодиффузивностью, или коэффициентом
термодиффузии.
Таким образом, чтобы получить представление о том, как
температура почвы изменяется в пространстве и во времени,
необходимо знать с помощью прямых экспериментальных
измерений или расчетов соответствующие величины по крайней мере
трех параметров или теплофизических характеристик:
теплоемкости, теплопроводности и температуропроводности. Остановимся
на них несколько более подробно.
§ 1. Теплоемкость почвы
Теплоемкость почвы может быть удельной (Ст), если
определяется изменение в содержании тепла в единице массы почвы
на единицу изменения температуры (ее размерность в системе
СИ Дж-кг^-Кг1, и объемной (Cv), если определяется изменение
в содержании тепла в единице общего объема почвы на единицу
изменения температуры (ее размерность — Дж«м-3«К-1).
Величину удельной теплоемкости определяют
калориметрически.
Объемная теплоемкость (Cv) это произведение удельной
теплоемкости (Ст) на плотность сложения сухой почвы:
Cv = Cmpb. (V.10)
В табл. V.2 приведены удельные и объемные теплоемкости
основных компонентов твердой и жидкой фаз почвы и
почвенного воздуха. Видно, что самым теплоемким компонентом явля-
Таблица V.2
Теплофизические характеристики основных компонентов почв
(по де Фризу, 1968)
Компоненты
Кварц
Большинство
почвенных минералов
(в среднем)
Органическое
вещество почвы
(приближенные
значения)
Вода
Воздух (20°)
Удельная
теплоемкость,
кДж-кг^К"1
0,74
0,80
2,50
4,20
1
Плотность,
кг-м"3
2,65.10»
2,65-10»
1,1.10*
1,0.10»
1,2
Объемная
теплоемкость,
кДжм^К"1
2,0.10»
2,1.10»
2,7-10»
4,2.10»
1,2

Теплопроводность,
Вт-м^К"1
8,8
2,9
0,25
0,6
0,025

Температуропроводность,
м^с-1
4,4.10-»
1,4.10-»
0,08.10"»
0,16-10-»
2Ь10-»
ется вода. Самая низкая теплоемкость у воздуха. Гумус имеет
большую теплоемкость, чем минеральная часть. Таким образом,
теплоемкость зависит от состава твердой фазы почвы, ее мине-
223

ральных и органических компонентов, плотности почвы и
особенно ее влажности. Воспользовавшись теоретическими подсчетами
по формулам, выведенным на основе упрощенных структурных
моделей, имитирующих кубическую или тетраэдрическую
симметрию в упаковке сфериче-
А,Втмя1кт' ~ —
ских зерен, А. Ф. Чуднов-
ский (1967) показал, что
объемная теплоемкость
возрастает с увеличением
влажности по линейному
закону (рис. V.3):
«К^+пЕгК
16 20 24 в,%~
(V.11)
Рнс. V.3. Зависимость
коэффициентов теплоемкости (С),
теплопроводности (к) и
температуропроводности (х) от
влажности для супесчаной
почвы (Чудновскнй, 1967)
Величину объемной теплоемкости Cv можно рассчитать путем
сложения теплоемкостей различных составляющих почв,
взвешенных согласно их объемным долям, как это предложено де
Фризом (1975):
C0 = 2/vCs, + /w.C„ + /fl.Cfl, *" (V.12)
где / — объемная доля каждой фазы обозначенных, s — твердая,
w — вода, а — воздух.
Твердая фаза в свою очередь состоит из ряда компонентов,
обозначенных t. Это различные минеральные и органические
компоненты. Теплоемкость твердой фазы почвы получается
суммированием теплоемкостей этих компонентов и их объемных долей,
поэтому перед ней и стоит символ 2.
Различиями в теплоемкости фаз и объясняется известный в
почвоведении факт медленного прогревания тяжелых сырых почв,
называемых поэтому «холодными», и лучшего прогревания
легких, называемых «теплыми».
§ 2. Теплопроводность почвы
Теплопроводность Я определяется как количество тепла,
перенесенного через единицу площади в единицу времени под
влиянием единицы
Bt.m-2.K-1).
224
градиента температуры (в Дж-вг^-сг^К""1 или

Теплопроводности отдельных почвенных составляющих очень
различаются. Следовательно, пространственно средняя
(макроскопическая) теплопроводность почв зависит от их
минералогического состава и содержания органического вещества, а также от
объемных долей воды и воздуха. Так как теплопроводность
воздуха значительно меньше, то высокое содержание воздуха (или
низкое содержание воды) приводит к низкой теплопроводности.
Кроме того, поскольку отношение между водой и воздухом
непрерывно изменяется, то и Я изменяется во времени.
Зависимость коэффициента теплопроводности от влажности,
.которая, согласно А. Ф. Чудновскому, подчиняется закону
насыщения:
Х-аеЬт+с, ' ' (V.13)
где w — влажность почвы, a, b n с +-: эмпирические
коэффициенты, разные для разных почв.
Эта зависимость достаточно хорошо проявляется для
минеральных почв легкого и среднего гранулометрического состава и
совершенно не выдерживается на торфяных почвах.
До определенного предела теплопроводность сильнее
изменяется с изменением влажности по сравнению с теплоемкостью.
В диапазоне влажностей, чаще всего встречающихся в полевых
условиях, Cv может изменяться с изменением влажности в 3—
4 раза. В то же время в этом же диапазоне'влажностей' X может
.меняться в 100 и более раз. •
В отличие от теплоемкости теплопроводности зависит не
только от соотношения объемных долей составляющих почву фаз и
компонентов, но и от размера, формы и пространственного
расположения элементарных почвенных частиц, т. е. от
гранулометрического состава и структуры почвы.
Это связано с тем, что теплопередача в такой многофазной
системе, как почва, осуществляется с помощью различных
механизмов. Одним из основных среди них является кондукция, или
собственно теплопроводность, при которой перенос тепла
происходит путем непосредственного соприкосновения между
частицами почвы.
Определенный вклад в теплопроводность почвы вносит кон-
векция, происходящая лишь в жидкостях и в газах (в нашем
случае в жидкой и газовой фазах почвы). Теплопередача при
конвекции происходит путем перемещения частиц. Тепло в почве
может передаваться с помощью массообмена, предполагающего
перемещение влаги в почве как в форме пара, так и в виде
жидкости. Этот поток влаги переносит с собой тепло, которое
изменяет режим теплопереноса и влияет на величину других тепло-
физических характеристик. Примером этому может служить про*
никновение в почву горячих отходов воды от электростанций с
целью повышения температуры почвы.
Тепловая энергия может передаваться в почве путем
переноса скрытой теплоты. Сюда относится процесс перегонки, вклю-
225

чающий теплопоглощающую стадию испарения, за которой
следует конвективное или диффузионное перемещение пара,
оканчивающееся тепловыделением при конденсации.
Наконец, перенос тепла может происходить путем излучения
от частицы к частице. Следует напомнить, что перенос тепла к
деятельной поверхности происходит путем излучения.
Перенос тепла через почвенную поверхность может
происходить путем какого-либо одного или всеми перечисленными
механизмами. Однако внутри почвы перенос тепла путем излучения,
конвекции или дистилляции имеет второстепенное значение, а
основной процесс — это
перенос тепла
посредством молекулярной
проводимости, или кондук-
ции.
Теплопроводность
зависит также от
температуры в первую очередь
вследствие воздействия
этого фактора на
тепловые процессы в
почвенных порах, а именно на
молекулярную,
конвективную и радиационную
передачи почвенного
воздуха и влаги. В обычных
условиях этим влиянием
пренебрегают.
Почвы
дифференцированы вниз по профилю
на генетические
горизонты, различающиеся как по
составу и структуре, так и соотношению фаз и влажности.
Поэтому теплопроводность и другие теплофизические характеристики
являются функцией глубины.
А. Ф. Чудновский (1967) показал, что теплопроводность
изменяется и во времени (рис. V.4).
8S 72-75 70-77 20-27 »-7 4-0 8'9
70-77 74-75 78-79 22-23 2S 0-7
Чаш суток
Рис. V.4. Суточный ход коэффициента
теплопроводности (X) подзола (Ленинградская
обл.):
/ — апрель 1939 г., 2 — август 1939 г.
§ 3. Температуропроводность
Поскольку коэффициент температуропроводности (х)
численно равен коэффициенту теплопроводности образца почвы с
объемной теплоемкостью, равной единице yt—X/Cv, постольку он
зависит от тех же факторов, что и Я и Cv, но и имеет свою
специфику. А. Ф. Чудновский (1967) показал, что с изменением
влажности почвы коэффициент температуропроводности изменяется по
закону максимума:
yc^a(W-Wm,x)b+ct (V.14)
226

где а, Ь и с — эмпирические коэффициенты, разные для разных
почв. В. Н. Димо (1948) было подтверждено, что
температуропроводность почв увеличивается с ростом влажности до известного
предела, после чего ее величина уменьшается, и показано, что
максимальное значение температуропроводности для суглинка
соответствует 70% наименьшей влагоемкости, т. е. находится в
пределах влажности разрыва капиллярной связи.
Исследованиями В. П. Панфилова, С. В. Макарычева, А. И. Лунина и др.
(1981), результаты которых приведены в табл. V.3, прямо по-
Таблица V.3
Объемная теплоемкость (С0, Дж«"8»К"1)» теплопроводность (X, Вт^м^-К"1),
температуропроводность (х, м3*с~х) генетических горизонтов выщелоченного
чернозема при различной степени увлажнения
Теплофизичесхие
характеристики
Абсолютно
сухая почва
МГ
B3
BPK
HB
ПВ
Q,.io-«
X
Х.10-*
0,904
0,352
0,390
Горизонт Апах
1 1,210
0,585
0,484
1,343 1
0,714
0,532 |
1,741
1,259
0,723
2,083
1,294
0,621
3,420
1,306
0,382
Горизонт АВ
CV10-*
X
Х-10-*
cD.io-«
X
Х-10-*
сио*
X
х*10-«
1,120
0,421
0,376
1,300
0,473
0,364
1,582
0,500
0,316
1 1,383
0,571
1 0,413
1,460
0,640
0,438
1,831
1,044
0,570
2,146
1,306
0,608
Горизонт В
1 1,552
0,582
0,375
1,627
0,664
0,408
1,983
1,055
0,532
2,252 1
1,331
0,591 1
Горизонт С
I 1,834
0,708
0,386
1,928
0,812
0,421
2,326
1,233
0,530
2,655 |
1,423
0,536
3,878
1,299
0,335
4,281
1,336
0,312
4,810
1,438
0,299
казано, что максимальная температуропроводность отмечается при
ВРК, которая, согласно нашим исследованиям (Воронин, 1984),
соответствует влажности первого критического потенциала воды,
при котором отмечается максимальная толщина пленок воды и
ниже которого начинается слияние менисков и пленок и
заполнение капилляров между элементарными почвенными частицами.
Такой вид зависимости коэффициента температуропроводности
от влажности разные исследователи объясняют по-разному.
Д. А. Куртнер, А. Ф. Чудновский (1969), А. М. Шульгин (1954),
А. А. Исмайлов, Г. М. Мамедов (1974) считают
температуропроводность производной величиной от теплопроводности и объем-
227

ной теплоемкости почвы. Как уже отмечалось, зависимость
теплопроводности от влажности изменяется по закону насыщения, а
теплоемкости от влажности — по линейному закону. Вначале
теплопроводность быстрее растет с увеличением влажности, чем
теплоемкость, и отмечается резкое увеличение
температуропроводности с изменением влажности, но, как только изменение
теплопроводности с изменением влажности становится незначительным,
.а это происходит при влажности, близкой к влажности,
соответствующей 4?KPl, а теплоемкость по-прежнему продолжает
возрастать по линейному закону, температуропроводность начинает
падать.
В. П. Панфилов, С. В. Макарычев, А. И. Лунин и др. (1981)
предлагают другое объяснение этой закономерности. По мере
повышения влажности и утолщения пленок вокруг элементарных
почвенных частиц энергия связи влаги с твердой фазой
понижается и поровое пространство все более насыщается парами воды.
Наиболее благоприятные условия для диффузии паров воды и
переноса тепла создаются при ВРК, когда почвенный воздух
становится полностью насыщенным парами воды, а воздухоносные
поры еще не разобщены водными пробками. Предложенный
авторами механизм не исключает первого объяснения, а дополняет
его.
Гл ава 3
ТЕПЛОВОЙ И ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМЫ ПОЧВЫ
§ 1. Суточные и годичные циклы изменения температуры в почве
Ход изменения температуры почвы во времени и
пространстве называют температурным режимом. (
Радиационный режим, а следовательно, и радиационная
составляющая теплового режима деятельной поверхности, т. е. по*
верхности раздела почва — атмосфера, регулярно периодически
изменяется в результате последовательной смены дня и ночи,
летнего и зимнего времени. Правда, регулярные суточные и
годичные циклы нарушаются такими нерегулярными эпизодическими
явлениями, как облачность, холодные волиы воздуха, теплые
волны воздуха, ливни и снежные бури, периодические засухи. К этим
внешним изменениям следует добавить изменения собственно
почвенных свойств (т. е. временных изменений в отражательной
способности, теплоемкости, в связи с попеременным увлажнением и
иссушением и изменением этих свойств с глубиной), а также
влияния географического расположения (экспозиции и крутизны
склона), состава и плотности растительного покрова. И все же в
.целом тепловой режим деятельной поверхности и почв
представляется вполне предсказуемым.
Несмотря на все эти осложнения, суточный ход компонентов
теплового баланса, и прежде всего суммарной радиации, имеет
228

четкий синусоидальный характер, поэтому суточный и годовой
ход температуры воздуха и температуры деятельной
поверхности и почвы тоже имеют синусоидальный характер. Для
математического описания этих колебаний в упрощенном виде к ним
применима гармоническая (синусоидальная) функция (рис. V.5).
Конечно, это довольно грубое
приближение, тем не менее оно
наглядно, а в соединении с
полевыми данными может даже стать
основой для предсказания
теплового режима.
Опираясь на гармоническую
функцию, изменение температуры
во времени на поверхности почвы
можно выразить следующим
образом:
Г (О, t)=Tc?+A0sin<ott
(V.15)
тде Г (0, /) — температура 2=0
(поверхность почвы) как
функция времени t\ Гер —средняя
температура поверхности (а
также в любой точке профиля
почвы); Ао—амплитуда колебаний
температуры на поверхности
{диапазон от максимума или
минимума до средней
температуры); со — радиальная частота, которая равна 2я действительной
частоты.
Например, в случае суточных колебаний период изменений
<24 ч) 86 400 с, так что
(о= 2я =7,27» Ю-5 с"*. (У AS)
86400с v
Заметим, что аргумент синусоидальной функции выражен в
радианах, а не в градусах. Граничные условия этого уравнения 2=0.
Предположим для удобства, что на глубине (г— оо)
температура постоянна и равна Т. При этих обстоятельствах температура
на любой глубине z во время t тоже синусоидальная функция:
Т (2, t) «. Тср + Аг sin [arf + Ф (*)Ь (V. 17)
где ф — величина фазового едзига пика температурной волны,
Аг — амплитуда на глубине z.
.Как А2, так и <р функции г, но не времени. Их можно определить
дутем подстановки уравнения V.15 в дифференциальное уравнение
дТ __ * ( д%т \
dt ~~~ Cv\ дг* )'
I -! 1 1 > ■
б 12 18 24.
Уосы суток, t
Рнс. V.5. Идеализированные
согласно уравнению V.16 суточные
колебания температуры на поверхности
почвы:
Т — температура, Гер — средняя
температура, А0 — амплитуда
колебаний иа поверхности почвы
229

Это приводит к следующему решению:
(V.18)
где константа d — глубина затухания, на которой амплитуда
температуры понижается на — = —-— = 0,37 от амплитуды
температуры на поверхности почвы А0. Глубина затухания связана
с тепловыми свойствами почвы и частотой колебаний
температуры:
\ Су© / \ (о )
Отсюда видно, что на любой глубине z амплитуда колебаний
температуры понижается на коэффициент ег\й и что имеется фазовый
сдвиг (т. е. время задержки температурного пика), равный z/d.
Понижение температуры и возрастание фазового
запаздывания с глубиной — характерное для распространения тепловой
Т,°С
8 8
16 2^ 8
Часы суток
г,
20
10
•с
-
-1
Р
в
1
Г^"ТУ.
^^^
—1 I |__
16 24
Рис. V.6. Суточный ход температуры почвы на различных глубинах в
пару (а), под пшеницей (б), под кукурузой (в) 25/VIII 1976 г.
(выщелоченный чернозем, Алтайское Прнобье):
/ — на поверхности почвы, 2 — на глубине 10 см, 3 — иа глубине
20 см, 4 ■— на глубине 50 см, 5 — на глубине 1 м
волны явление. Физическое объяснение затухания и замедления
температурных волн с глубиной состоит в том, что определенное
количество тепла поглощается или выделяется, если температура
проводящей почвы возрастает или понижается соответственно*
Глубина затухания для годичного цикла приблизительно в 19 раз
230

больше, чем для суточного — У365«19. Ван Вийк и де Фриз
(1968) рассчитали глубину затухания для почвы с Я=0,97 Вт-
•м-^с1 и получили d=0,12 м для суточного колебания
температуры и 2,3 м для годичного.
Изменения погоды, например облачность, дождь, люгут
вызвать заметные отклонения от простых гармонических колебаний,
в особенности для суточных циклов. Эти отклонения заметнее
проявляются на суточном ходе температуры на поверхности
почвы и в первых 10—20 см. С глубиной их воздействие
сглаживается (рис. V.6). Более длительные климатические нарушения
аналогично сказываются на годичных циклах. Дифференцированность
почвенного профиля иа горизонты тоже оказывает влияние на
характер гармонических колебаний температуры.
В настоящее время широко распространен другой
теоретический подход для описания распределения температуры как во
времени (сутки, месяцы, годы), так и с меньшим числом
допущений. Он основан на численных, а не аналитических методах
решения дифференциальных уравнений. С увеличением мощности
ЭВМ стало возможным создание и решение математических
имитационных моделей, позволяющих изменять тепловые свойства
почв в пространстве и во времени, а также с учетом ряда
факторов (например, влажности) с тем, чтобы учесть поверхностное
и профильное увлажнение и иссушение, которые позволяют
создать более реалистические схемы.
§ 2. Методы регулирования теплового режима почвы
Регулирование теплового режима почв издавна является одной
из важнейших задач земледелия. Несмотря на то что
фундаментальная разработка теории теплового режима почв начата
сравнительно недавно, в
агрономической практике уже давдо
пытаются его регулировать, создавая
эмпирическим путем более
благоприятные условия, особенно
для прорастания и всходов,
роста и развития растений.
Оптимальная температура для
прорастания семян большинства
зерновых культур (Milthorpe and
Moorby, 1974) находится в
диапазоне от 25 до 33° (табл. V.4).
Рост и развитие растений тоже
имеет оптимум, зависящий от
вида растений и находящийся в пределах 25—30°. Вплоть до этого
оптимума скорость роста растений и микроорганизмов возрастает
в 2—3 раза с повышением температуры на 10°.
Повышение или понижение температуры лишь на несколько
градусов может обеспечить своевременное и хорошее прораста-
Таблица V.4
Диапазон температур, влияющих на
прорастание семян основных культур
(по Милторпу и Мурби, 1974), °С
Культура
Люцерна
Рожь
Пшеница
Кукуруза
Рис
Минимум
i
2
4
9
И
Оптимум
30
25
25
33
32
Максимум
38
35
32
42
38
231

ние семян, появление всходов и укоренение, а в дальнейшем и
рост сельскохозяйственных растений.
Б настоящее время созданы эффективные способы
регулирования теплового режима почвы, например мульчирование (включая
и синтетические латексы и пленки), гребневание, прикатывание,
рыхление и т. д. Существенное влияние на тепловой режим почв
оказывают орошение и осушение.
С развитием теории теплового режима почв появилась
возможность прогнозирования термического эффекта, который может
обеспечить тот или иной прием в конкретных климатических
условиях и оценить целесообразность его применения. К тому же
совершенствование этих приемов, определение наиболее
рациональных параметров возможно только в том случае, если изучен
механизм процессов формирования теплового режима почв.
Например, для выбора мульчематериала необходимо знать, как
зависит термический эффект в почве от характеристик этого мате*-
риала.
Мульчирование почвы. Мульчирование — одно из наиболее
эффективных средств воздействия на тепловой режим почвы. Как
агротехнический прием оно представляет собой нанесение на
поверхности почвы специальных материалов. В результате
мульчирования изменяются условия тепло- и массообмена на границе
почва —приземный слой атмосферы, а следовательно, происходит
воздействие на факторы, определяющие рост и развитие
растений. В качестве мульчематериалов применяются солома, листья,
песок, различные краски, бумага, а в последнее время
синтетические латексы и пленки.
Одним из наиболее эффективных приемов является покрытие
поверхности почвы полиэтиленовыми пленками, которые
повышают температуру почвы путем снижения испарения и ночных
потерь тепла из почвы. В северной части Советского Союза,
например, прозрачная полиэтиленовая пленка в ясные дни над
поверхностью почвы повышает температуру иа 4—6° до глубины
0,2 м (Ревут, 1973). Непрозрачная пленка тоже повышает
температуру почвы, но не так сильно, как прозрачная,
пропускающая коротковолновые излучения. В настоящее время прозрачные
полиэтиленовые пленки широко и рентабельно используются при
выращивании овощей и ягод. Однако они слишком дороги для
выращивания других культур.
Мульча из соломы и других растительных остатков тоже
влияет на температуру почвы. Оказывая благоприятное влияние
на сохранение воды и охрану от эрозии, она может задерживать
нагревание почвы ранней весной потому, что понижает количество
коротковолновой радиации.
Эта особенность мульчирования оказалась весьма полезной в
условиях, где лимитующим фактором является повышенная
температура почвы. Индийские исследователи наблюдали понижение
максимальной температуры почвы при мульчировании на 7° на
глубине 0,05 м, что ускорило появление проростков на 34 ч. По-
232

ложительное влияние мульчирование оказало «и на прорастание-
хлопчатника.
В сельскохозяйственной практике широко применяются такие
способы регулирования теплового режима почв, как рыхление и
прикатывание. В основе этих агроприемов лежит изменение
плотности в верхних слоях почвы. Термический эффект,
обусловленный этими агроприемами, связан с изменением теплофизических
характеристик. Разрыхление почвы приводит к увеличению
пористости и понижению теплопроводности. Поэтому температура
верхнего разрыхленного слоя повышается. Уплотнение почвы
оказывает обратное влияние на порозность и температуру почвы.
Заметное влияние на повышение температуры почвы оказывает
гребневание. На глубине 0,1 м температура почвы на гребне
выше, чем иа горизонтальной поверхности. Это связано с
увеличением нагреваемой поверхности почвы.
Дренирование почвы способствует ее более быстрому
прогреванию. Это объясняется более низкой теплоемкостью почвы после*
удаления из нее воды. Температура почвы вблизи поверхности
на участках с пониженным уровнем грунтовых вод на 1—2 выше.
Влияние орошения на температуру почвы зависит от
температуры почвы и воды, природы и степени покрытия поверхности
почвы растительностью. В Аридных областях орошение обычно
способствует быстрому и существенному, но кратковременному
понижению максимума температуры почвы. Понижение
температуры почвы может быть вызвано более низкой температурой
оросительной воды, высокой теплоемкостью воды и большим
охлаждением почвы за счет увеличивающегося испарения.
Гл ава 4
МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ ТЕПЛОВОГО РЕЖИМА ПОЧВЫ
§ 1. Измерение температуры поверхности почвы
На поверхности почвы солнечная энергия трансформируется-
в тепловую, распространяющуюся в почву и определяющую
особенности ее теплового режима. Точное измерение температуры
поверхности почвы имеет большое значение для изучения
теплового режима почв, для определения граничных условий внутри-
почвенного переноса тепла и расчета мероприятий по
регулированию теплового режима почв.
Используемые до последнего времени определения
температуры поверхности почвы методом контактных измерений (типа
«термопаука») не позволяют достаточно точно это сделать из-за
принципиально присущих им ошибок, связанных с необходимостью
размещения датчиков в определенном, сравнительно толстом
слое в разных точках поверхности почвы.
233

Эти принципиальные ошибки исключены в предложенном в
настоящее время методе определения температуры поверхности
почвы с помощью радиационного термометра. В этом методе о
температуре поверхности почвы судят по величине излучаемой
«ею радиации.
Однако при радиационных измерениях температуры
поверхности необходимо учитывать и отраженную от поверхности
коротковолновую солнечную радиацию (прямую и рассеянную
атмосферой), радиационное влияние слоя воздуха, находящегося между
J
\2
1/
<SSSft^s |
ТБ
7U
i
чэ
1Г
ГО
8
ОТ
БИ,бАР
~_—I
Рис. V.7. Блок-схема радиационного термометра Чудновский, 1976; по-
, яснение в тексте)
исследуемой поверхностью и прибором, а также отраженное
поверхностью длинноволновое излучение атмосферы.
Наряду с необходимостью устранения радиационных помех,
накладывающихся на собственное тепловое излучение атмосферы,
необходимо устранить влияние ветра и прямого воздействия
на прибор солнечной радиации и ряда метеорологических
факторов. Радиационный термометр разработан в Агрофизическом
институте и испытан в различных почвенно-климатических зонах
Советского Союза.
Прибор (рис. V.7) основан на полной компенсации теплового
.излучения Ей падающего на чувствительный элемент (ЧЭ),
потоком Е2 от опорной поверхности тела сравнения (ТС),
температура которого автоматически регулируется величиной и
направлением тока в термобатарее (ТБ). В момент равенства этих
потоков противоположные спаи ЧЭ имеют одинаковую температуру
и сигнал с ЧЭ (термо-ЭДС) равен нулю. Очевидно, что при
одинаковой излучательной способности поверхности объекта и
поверхности тела сравнения в момент равенства лучистых потоков,
падающих на противоположные спаи ЧЭ, температура
поверхности ТС будет равна температуре исследуемой поверхности. Тем-
234

пература опорной поверхности (керамическая пластина из окиснг
бериллия, покрытая чернью из камфаной сажи с излучательной
способностью 0,98) измеряется микротермистерами,
включенными в неравновесные мосты 4 со стрелочным микроамперметром
и регистрирующим микровольтметром в диагонали 5.
Автоматическое поддержание равенства температур опорной и
исследуемой поверхности осуществляется блоком автоматического
регулирования, состоящим из усилителя постоянного тока 8 и
транзисторного переключателя 6 направления тока в цепи авто-
компеисации. Питание схемы осуществляется с помощью батарей
7, 9, 10.
При наличии разности температур между рабочим и
компенсационными спаями ЧЭ на вход усилителя постоянного тока 8
подается термо-ЭДС разбаланса ±&е, которая после усиления
открывает переключатель 6 в том или ином направлении. При
этом через компенсирующую термобатарею 3 протекает ток в
таком направлении, чтобы термо-ЭДС на ЧЭ стремилась к нулю.
§ 2. Измерение температуры по профилю почвы
В настоящее время температуру почвы на разных глубинах
преимущественно измеряют ртутными термометрами. Однако все
более широкое распространение получают электротермометры, в
которых в течение многих лет в качестве датчиков температуры
использовались полупроводниковые терморезисторы. Наряду с
присущими им достоинствами — высокой чувствительностью,
значительной дистанционностью, небольшими габаритами —
полупроводниковые терморезисторы обладают рядом недостатков —
сравнительно невысокой стабильностью и большим разбросом
термометрических характеристик различных экземпляров, что
затрудняет их серийное производство.
Исследованиями, проведенными в последнее время в
Агрофизическом институте, было показано, что большей
стабильностью термометрических характеристик обладают транзисторные
датчики температуры. На базе мостовой схемы с транзисторным
датчиком температуры разработана серия транзисторных
электротермометров (ТЭТ). Один из них, ТЭТ-2, получил наибольшее
распространение и выпускается рижским заводом Гидрометпри-
бор. Принципиальная схема этого электротермометра
представлена на рис. V.8. Прибор работает в диапазоне температур от
—40 до +80°.
Применение радиационных термометров и транзисторных
электротермометров позволяет автоматизировать изменение
температуры почвы и организовать непрерывные наблюдения за тепловым
режимом почв в различных природных и хозяйственных условиях*.

{2
I
3
5
Я
ев
X
л
5
S
od
>
^Ч> |l

§ 3. Методы определения теплофизических характеристик
почвы
Экспериментальные методы определения теплофизических
свойств подразделяются на две группы: стационарные и
нестационарные, что обусловлено особенностями температурных полей,
формирующихся при исследовании теплофизических свойств.
Стационарные методы основаны на закономерностях
постоянного во времени температурного поля. При этом тепловой поток,
проходящий через исследуемый образец, сохраняется постоянным
по величине и направлению. Изменение температуры в
направлении потока описывается линейной зависимостью, а температурный
градиент в объеме образца не меняется. Поэтому коэффициент
теплопроводности Я можно определить по уравнению
q= -WT, (V.19)
где q — поток тепла; V7 — градиент температуры.
Однако задача определений теплопроводности во влажной
почве осложняется тем, что потенциал воды в почве зависит от
температуры и поэтому развитие температурного градиента
обычно вызывает перемещение воды и тепла. В результате этого
возникает риск изменения влажности в образце и, следовательно, его
теплофизических характеристик во время измерения. Участки
почтенного образца у более теплой плоскости становятся суше, в то
время как у более холодной влажнее. Однако следует отметить,
что стационарные методы могут давать довольно точные
результаты в том случае, когда они применены к сухим почвам.
При определении теплофизических характеристик влажной
почвы предпочтительнее нестационарные импульсные методы. Их
преимущество состоит, во-первых, в том, что устраняется или по
крайней мере минимизируется перемещение воды в измеряемом
образце почвы, а во-вторых, сокращается время определения
теплопроводности, необходимое для достижения стационарного
состояния. К тому же определение теплофизических
характеристик стационарными методами ограничено только лабораторными
условиями.
Существенное преимущество нестационарных методов состоит
в том, что при удачном выборе геометрии измеряемой среды и
нагревательного"элемента обеспечивается почти полное
исключение тепловых потерь, так как за малое время измерения
тепловая волна ие успевает достигнуть граничных поверхностей, а
следовательно, не происходит обмена теплом с окружающим
пространством. Поскольку время измерения невелико (порядка
10-ЙЮ с), то легко обеспечиваются требования к стабилизации
температуры окружающей среды.
Импульсные методы определения теплофизических
характеристик основаны на закономерностях выравнивания температурного
поля в неограниченной среде после прекращения действия
источника тепла.
237

Особенностью этого процесса является наличие максимума при
изменении температуры любой точки образца. Время
наступления максимума температуры и ее величина зависят от теплофизи-
ческих свойств образцов.
После выделения в исследуемую почву постоянного потока
тепла от его источника за определенный промежуток времени
tH начинается процесс выравнивания температуры в образце. При
этом оказывается, что время /max от начала процесса до
появления максимума температуры 7тах пропорционально расстоянию
х между источником тепла и исследуемой точкой, в которой
измеряется температура, и обратно пропорционально
температуропроводности и.
При tm стремящемся к нулю, эта зависимость очень проста
(Чудновский, 1948):
Максимальная температура * max ПрЯМО ПрОПОрЦИОНЗЛЬНа КО*
личеству тепла Q, выделенному нагревателем, и обратно
пропорциональна объемной теплоемкости Cv. Если теплоемкость
нагревателя Сн мала, т. е. С« стремится к нулю, то:
т--гЗг С-=^Ь <™>
где £ = 0,242, А — площадь нагревателя.
Для нахождения температуропроводности и теплоемкости
образца измеряются максимальная температура Гтах, время
появления этого максимума на расстоянии х от источника тепла и
количество энергии Q, выделяемое нагревателем. Коэффициент
теплопроводности рассчитывается по уравнению
Я=хС0. (V.22)
Использование формул V.20 и V.21 для определения
температуропроводности и объемной теплоемкости почвы приводит к
некоторым ошибкам, так как они не учитывают собственную
теплоемкость нагревателя и время его действия (Панфилов, Мака-
рычев, Лунин и др., 1981).
Изучив на предложенной ими усовершенствованной лаборатор-
нбй установке (рис. V.9) эти теплофизические характеристики,
они предложили соответствующие поправки.
До последнего времени для определения теплофизических
характеристик использовали шаровой зонд М. А. Каганова (1952).
Однако он имеет ряд существенных недостатков. Это прежде
всего его большие размеры, приводящие к тому, что при
введении зонда в почву нарушается естественное сложение почвы,
меняются ее физические свойства. Кроме того, необходимо
устанавливать зонд за 10—15 дней до начала эксперимента, что очень
неудобно, особенно в условиях краткосрочной экспедиции. Боль-
238

шая длительность опыта, значительный перегрев прилегающих к
зонду слоев почвы (до 10° и более) приводят к возникновению
интенсивного массообмена, сильно искажающего результаты
определения теплопроводности почвы.
В этом отношении наиболее удачным является
цилиндрический зонд, предложенный для определения теплофизических
характеристик почвы в полевых
условиях В. П. Панфиловым,
С. В. Макарычевым, А. И.
Луниным и др. (1981). Схема этого
прибора приведена на рис. V.10.
Зонд представляет собой
стальной стержень / длиной 100 мм
Рис. V.10. Прибор для измерения
теплофизических характеристик
почвы в естественных условиях
(пояснения в тексте)
и диаметром 2 мм. На стержень
вплотную наматывается
изолированная константановая
проволока диаметром 0,1 мм,
выполняющая роль нагревателя. Поверх
источника тепла накладываются
витки медной проволоки диаметром 0,05 мм, являющейся
датчиком температуры. Зонд покрывается смолой для предохранения от
механических повреждений. Источником тока при использовании
микроамперметра М316 2 служит аккумулятор на 6 или 12 В.
Сопротивление датчика температуры в полевых условиях
измеряется мостом постоянного тока 3.
Этот зонд практически не нарушает естественного сложения
почвы, позволяет провести эксперимент в течение 2—3 мин.
Перегрев примыкающих слоев почвы не превышает 3°,
значительно уменьшает массоперенос, и теплофизические коэффициенты
получаются ближе к истинным.
Для измерения теплофизических характеристик верхних слоев
почвы зонд помещают перпендикулярно к поверхности почвы.
При определении теплофизических характеристик по профилю
почвы зонд поочередно помещают в почву горизонтально поверх-
Рис. V.9. Принципиальная схема
установки для определения
теплофизических характеристик
почвы:
/ — исследуемый образец, 2 —
нагреватель, 3 — датчик, 4 —
амперметр, 5 — вольтметр, 6,
10 — универсальный источник
питания УНП-1, 7 — тумблер,
8 — электросекундомер, 9 —
мост постоянного тока МО-59,
11 — зеркальный гальванометр
239

ности, сделав предварительно разрез. Для построения
термограммы по истечении 30 с после включения тока записывают
показания микроамперметра в течение 2—3 мин через каждые 5 с.
Расчет теплопроводности производится по формуле V.23 с
использованием термограммы:
где W — мощность нагревателя; / — длина зонда; ДГ —
разность температур в момент времени h и t\.
Коэффициент температуропроводности можно определить из
уравнения
Значение х находится из формулы
T(tx) _ in*
T{t£ In 2x 9
где T(t\), T(t2) — температуры в момент времени t\ и h.
Величина #2 для данного зоида 0,75-КНм2; 7(3=0,335.
Благодаря небольшому весу и мобильности установка
позволяет определять теплофизические характеристики почв во
времени и в пространстве под различными естественными ценозами и
сельскохозяйственными культурами.
(V.25>

ЛИТЕРАТУРА
Воронин А. Д. Структурно-функциональная гидрофизика почв. М., 1984.
Глобус А. М. Экспериментальная'гидрофизика Почв. Л., 1969.
Д и м о В. Н. Тепловой режим почв. М., 1972.
Качинский Н. А. Физика почвы. Ч. 2. М., 1970.
Качинекий И. А. Физика почвы. Ч. 1. М., 1965.
Нерпин С. В., ЧудновскийА. Ф. Физика почвы. М., 1966.
Нерпин С. В., Чудновский А. Ф. Энерго- и массообмен в системе
растение—почва—воздух. Л., 1975.
Роде А. А. Основы учения о почвенной в/iare. Л., 1965.
Чудновский А. Ф. Теплофизика почв. Мм 1976.
Hillei D, Fundamentals of soil physics. Academic Press, N. Y., 1980.
Kutilek M. Vodohospoaarska pedalogie. Praha, 1978.
M а г s h a 11 T. J., H о 1 m e s I. W. Soil Physics. Cambridge, 1979.

ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение 3
Содержание, методы, задачи и области практического применения физики
почв * 3
Краткая история развития физики почв 5
Часть I. ОБЩИЕ ПОНЯТИЯ О ПОЧВЕ КАК О ПРИРОДНОЙ
ДИСПЕРСНОЙ КАПИЛЛЯРНО-ПОРИСТОЙ СИСТЕМЕ
Глава 1. Особенности почвы как природного физического тела . . И
§1. Основные фазы почвы 11
§ 2. Отношение между объемами и массами твердой, жидкой и
газовой фаз почвы • . , 12
§3. Межфазные поверхности раздела в почве 14
§4. Влияние почвообразования на формирование почвы как
физического тела 15
Глава 2. Методологические аспекты изучения почвы как природного
физического тела 16
§ 1. Принцип целостности при анализе и синтезе в науке о почве 16
§2. Концепция иерархии структурных уровней организации почвы 18
§3. Современные представления о структуре почвы . 20
Г «лав а 3. Молекулярно-ионный структурный уровень и поверхностные
явления в почвах ' 22
§ 1. Геометрические характеристики межфазных поверхностей . . 23
§2. Силы, действующие на поверхностях конденсированных фаз . 25
§3. Ионно-электростатическое поле и обменные катионы у
твердой поверхности раздела 25
§4. Вода как основной компонент жидкой фазы почвы ... 29
§5. Термодинамический метод оценки межфазных взаимодействий
в почвах 31
§6. Взаимодействие паров воды с поверхностями твердой и
жидкой фаз почвы 34
§7. Взаимодействие жидкой воды с поверхностью твердой фазы
почвы 44
Часть II. ТВЕРДАЯ ФАЗА ПОЧВЫ
Глава 1. Элементарные почвенные частицы (механические элементы) . 53
§ 1. Минералогический н химический состав элементарных
почвенных частиц 54
242

§2. Физико-химические и физические свойства элементарных
почвенных частиц . 6-
§3. Классификация элементарных почвенных частиц .... о/
Глава 2. Гранулометрический и микроагрегатный состав почв . . • 69
§1. Классификация почв по гранулометрическому составу . . 70
§2. Условия н механизмы связывания н агрегирования элемен*
тарных почвенных частиц 74
§3. Микроагрегатный состав 77
Глава 3. Гранулометрический и микроагрегатный анализ .... 80
§ 1. Подготовка почв к гранулометрическому и микроагрегатному
анализу 80
§2. Принципы и методы разделения почвы на фракции
элементарных почвенных частиц и микроагрегатов 83
§ 3. Методы измерения содержания фракций ЭПЧ и их
распределения по размерам 86
§4. Способы представления и оценки данных гранулометрического
и микроагрегатного составов почвы 88
Глава 4. Агрегатный структурный уровень организации почвенной
массы 91
§ 1. Условия и механизмы образования педов и макроагрегатов 91
§2. Состав и свойства почвенных агрегатов 95
§3. Агрономически ценная структура почвы 98
§4. Влияние структуры на свойства почв, их режимы н плодородие 100
§5. Коркообразование на поверхности почвы 101
§6. Пути сохранения н улучшения агрономически ценной
структуры почвы ... # Ю2
§7. Методы изучения агрегатного состава почв ..... 105
Глава 5. Плотность и пористость почвы в целом ПО
§ 1. Плотность почвы ПО
§2. Пористость почвы 113
Часть III. ЖИДКАЯ ФАЗА ПОЧВЫ
Глава 1. Методы измерения влажности почвы 117
§1. Электромагнитные методы 118
§ 2. Ядерные методы определения влажности почвы ... 120
Глава 2. Энергетическое состояние воды в почве 124
§ 1. Полный потенциал воды в почве и его составляющие . 125
§ 2. Количественное выражение потенциала почвенной воды . . 132
§3. Методы измерения потенциала почвенной воды . . . 134
§4. Основная гидрофизическая характеристика почвы и методы ее
определения и расчета 140
Глава 3. Свойства почвенной влаги 146
> 1. Адсорбированная прочносвязанная вода 146
г 2. Пленочная рыхлосвязанная вода 151
\3. Пленочно-капиллярная вода 155
[4. Капиллярная вода 158
г 5. Набухание и усадка почвы 159
Глава 4. Движение почвенной влаги 162
§ 1. Механизмы передвижения влаги в почве 162
§2. Движение влаги в насыщенной влагой почве 163
§3. Движение влаги в не насыщенной влагой почве ... 172
§4. Движение парообразной воды в почве 185
243

Глава б. Доступность воды растениям 167
§ 1. Зависимость между энергетическим состоянием, подвижностью
и доступностью воды растениям 187
l §2. Влага завядания 189
Глава в. Практическое значение основной гидрофизической
характеристики почвы 190
§ 1. Современная концепция почвенно-гидрологических сконстант»
и категорий почвенной влаги 190
§2. Использование основной гидрофизической характеристики для
определения основных физических показателей и характеристик
почвы • 193
Глава 7. Водный режим почвы 197
§ 1. Водный баланс почвы н его составляющие 197
Часть IV. ГАЗОВАЯ ФАЗА ПОЧВЫ
Глава 1. Экологическая роль почвенного воздуха и влияние аэрации на
развитие сельскохозяйственных растений 199
§ 1. Влияние аэрации на свойства почвы и протекающие в ией
процессы 200
§2. Порозность аэрации, или воздухоносная порозность почвы . C0I
§3. Состав почвенного воздуха и факторы, его определяющие . 203
Глава 2. Газообмен почвы с атмосферой 203
§1. Конвективный перенос почвенного воздуха 204
§2. Диффузионный перенос газов в почве 207
§3. Дыхание" почвы'и потребность в аэрации 209
§4. Воздушный режим почвы н методы его регулирования . . . 211
Глава 3. Методы изучения газовой фазы почв 212
Часть V. ТЕПЛОФИЗИКА ПОЧВ
Глава 1. Источники тепла в почвах и трансформация солнечной
анергии иа поверхности почв 216
• § 1. Энергетический баланс непокрытой растительностью почвы . 217
Глава 2. Перенос тепла в почве 221
§ 1. Теплоемкость почвы 223
§2. Теплопроводность почвы 224
§3. Температуропроводность 226
Глава 3. Тепловой и температурный режимы почвы 228
§ 1. Суточные и годичные циклы изменения температуры в почве 228
§2. Методы регулирования теплового режима почвы .... 231
Глава 4. Методы изучения теплового режима почвы 233
§1. Измерение температуры поверхности почвы 233
§2. Измерение температуры по профилю почвы 235
§3. Методы определения теплофизнческих характеристик почвы . 237
Литература # . 241

УЧЕБНИК
Анатолий Данилович Воронин
ОСНОВЫ ФИЗИКИ ПОЧВ
Зав. редакцией Н. М. Глазкова
Редактор Н А. Жук
Художник /О. И. Артюхов
Художественный редактор Е. М. Демина
Технический редактор Л. Р. Черемис кипа
Корректоры м. Я. Эльму с, Т. С. Милякова
ИБ № 1862
Сдано в набор 16.01.86. Подписано в печать 26.08.8&
Л-66403. Формат 60X90/16. Бумага типогр. № 1.
Гарнитура Литературная. Высокая печать.
Усл. печ. л. 15,50. Уч.-изд. л. 16,88.
Тираж 3340 экз. Заказ 294. Цена 90 коп. Изд. № 3835
Ордена «Знак Почета» издательство Московского университета
103009, Москва, ул. Герцена, 5/7.
Типография оодена «Знак Почета» издательства МГУ.
119899, Москва, Ленинские горы