291_p1566_B1_8074

V кольца = 2πr · h,

где r – радиус кольца, h – высота кольца, обозначения: а, б, в, б – в, в – а – указаны в таблице 2.

Качественная оценка плотности сложения дается по градации Н. А. Качинского (1965). Для песчаных пахотных почв характерны величины плотности 1,3–1,5 г/см3. В дерновом горизонте садовых и лесных песчаных почв плотность может уменьшаться до величины 1,2–1,3 г/см3. Плотность естественной почвы никогда не может превышать 2 г/см3, а вот минимальные значения минеральных почв редко бывают ниже 0,8 г/см3, хотя плотность торфяных почв, торфов может снижаться и до 0, 1 г/см3 (табл. 3).

Таблица 3 Оценка плотности почвы естественного сложения

В табл. 4, составленной с использованием данных из книг А. Д. Воронина (1986), Д. Л. Роуэлла (1998), указаны типичные значения плотности.

Таблица 4 Типичные значения плотности различных почв

21

Приведенные величины – это возможный характерный диапазон встречающихся значений. Однако для нормального функционирования почв существует некоторый оптимальный диапазон, находящийся внутри указанных крайних значений. Важно отметить, что оптимальные диапазоны плотности пахотного слоя различаются для песчаных и суглинистых почв. Рекомендуется использовать следующие пределы оптимальных диапазонов плотности для различных почв (табл. 5).

Таблица 5 Оптимальные диапазоны плотности (по А. Г. Бондареву, 1985)

Естественен вопрос: почему же отличаются оптимальные диапазоны для легких (супесчаных и песчаных) и тяжелых (глинистых и суглинистых) почв? Почему растения чувствуют себя лучше в песчаных почвах, когда эти почвы уплотнены вплоть до величин 1,6 г/см3? Ответ необходимо искать в механизмах и процессах, которые определяют плотность почвы, а это процессы обеспеченности растений водой и воздухом. Если песчаная почва будет рыхлой, с плотностью менее 1,25 г/см3, то такая почва не способна удерживать влагу, и растения практически всегда будут страдать от недостатка влаги, а вот более плотная песчаная почва удерживает большее количество влаги. Однако если плотность в песчаных почвах превысит 1,6 г/см3, упаковка частиц станет столь плотной, что растения не будут способны развивать корни, да и воздухопроницаемость таких почв будет низкой. В суглинистых почвах определяющими также будут процессы водо- и воздухообеспеченности растений: при плотности менее 1,0 г/см3 растения будут страдать от недостатка влаги и питательных веществ, они будут легко вымываться и не задерживаться в такой «распушенной» почве. В пахотном слое почвы с плотностью более 1,3 г/см3 вода будет излишне долго задерживаться, снижая количество воздуха, необходимого для нор-

22

мального функционирования корней растений. Как видно из этого анализа, такое физическое свойство, как плотность почвы определяет урожай растений не только как характеристика плотности упаковки частиц и проницаемости для корней, а, прежде всего, тем, что формирует оптимальные водный, воздушный и питательный режимы растений. В этом особенность рассмотрения физических, а точнее – агрофизических свойств почвы, которые проявляются, прежде всего, в создании условий для протекания биологических процессов в почвах и растениях (обеспеченности растений водой, воздухом, питательными веществами). Поэтому, говоря об оптимальной плотности и порозности почвы, следует иметь в виду, что влияет в конечном итоге не сама порозность почв, а недостаток/избыток влаги или воздуха в порах почвы.

2.2. Плотность твердой фазы почвы

Плотность твердой фазы почвы ρs или d – это отношение массы твердой фазы почвы (минеральные, органические и другие твердофазные частицы) к ее объему, т. е. – это масса твердых компонентов почвы в единице объема без учета пор (синонимы: удельный вес твердой фазы, собственно плотность).

Плотность твердой фазы определяется пикнометрически, в двух повторностях. Этот анализ проводят в стационарных условиях в лаборатории. Пикнометр – это стеклянный мерный сосуд с узким горлышком, емкостью 50, 100 мл.

2.2.1. Определение плотности твердой фазы пикнометрическим методом

Ход анализа

1.Воздушно-сухую почву просеивают через сито в 1 мм и берут на технических весах навеску 10 грамм.

2.Чистый пикнометр заполняют дистиллированной водой, комнатной температуры. Вытирают снаружи фильтровальной бумагой и, держа его за горлышко (чтобы не нагревать рукой), ставят на технические весы и взвешивают с точностью до сотых грамма.

3.Отливают из пикнометра больше половины объема воды и через сухую воронку высыпают навеску почвы. Приставшие к стенкам воронки и горлышку колбы частички почвы из промывал-

23

ки смывают водой в пикнометр, примерно до половины сосуда.

4.Подготовленный подобным образом пикнометр ставят на плитку и кипятят 30 мин. Отсчет времени берут с момента закипания, следя за тем, чтобы не шло разбрызгивание, если начинает разбрызгиваться, убавить температуру.

5.После кипячения пикнометр охлаждают до комнатной температуры, доливают водой до метки, обтирают досуха фильтровальной бумагой и взвешивают на технических весах с точностью до сотых.

6.Расчет определения плотности твердой фазы (ρs) ведут по формуле

В

ρs = –––––––––– .

А + В – С

Пример расчета приведен в Приложении 3. Результаты анализа заносят в таблицу 6.

Таблица 6 Форма рабочего журнала при определении плотности

твердой фазы почвы

Величина плотности твердой фазы почвы зависит от плотности компонентов почвы. Железистые скопления имеют значения 3,50– 3,70; слюда 2,70–3,10; кварц 2,60–2,80; ортоклаз 2,54–2,57; гумус 1,20–1,40.

С. В. Астапов и С. И. Долгов (1959) для ориентировочных расчетов предлагают следующие значения плотности почвенных частиц: супесчаные почвы – 2,70; легкие суглинки – 2,65; средние суглинки – 2,60; тяжелые суглинки и глина – 2,55; поверхностный слой черноземных и сильно гумусированных почв – 2,40. Они предлагают для более грубых расчетов значения плотности твердой фазы почвенных частиц в среднем принимать 2,65. Конкретные

24

значения на основании их исследований колеблются для различных почв следующим образом: обогащенные железом иллювиальные горизонты подзолистых почв – 2,70–2,80 и более; обычные суглинистые, содержащие менее 10 % гумуса – 2,60–2,70; поверхностные гумусированные горизонты – 2,40–2,50; сильно разложившиеся уплотненные слои торфяных почв – 2,00–2,40; слабо разложившиеся торфяные слои – 1,50–2,00. В основном величины плотности твердой фазы почвы используются для вычисления пористости почв.

3. ПОРОЗНОСТЬ ПОЧВЫ И РАСЧЕТНЫЕ МЕТОДЫ ЕЕ ОПРЕДЕЛЕНИЯ

3.1. Общая порозность почвы

Общая порозность почвы (синонимы: порозность, пористость, скважность) (ε) – это объем почвенных пор в почвенном образце по отношению к объему всего образца ( %; см3/см3):

ε ( %) = (1 – Vs) · 100,

где 1 – общий объем почвы; Vs – объем твердой фазы.

Поскольку величина Vs может быть определена как отношение плотности сложения почвы к плотности твердой фазы то по величинам ρb и ρs также можно вычислить общую порозность:

В целом, порозность – это суммарный объем пустот, различных по форме, размерам, направлению. Общая порозность показывает, какую долю в общем объеме почвы составляет объем пор. Общая пористость в почвах раздельночастичных (пески, супеси) складывается из промежутков между гранулометрическими элементами, в почвах тяжелого гранулометрического состава, оструктуренных – из пор между агрегатами и внутри их.

Порозность имеет большое значение при агрономической характеристике почв, так как ею обусловливаются важнейшие свойства и процессы, протекающие в почве. С ней связана водопроницаемость, водоудерживающая и водоподъемная способности поч-

25

вы, воздухоемкость и воздухообмен внутри почвенной толщи и с атмосферой.

Оптимальные условия для жизнедеятельности растений и биологических процессов создаются при определенных соотношениях в почве воды и воздуха.

С. И. Долгов и С. В. Астапов (1959) предлагают следующие классификационные особенности почв по порозности. Для верхних гумусированных слоев целинных почв: лесные почвы под дубравами – 60–70 %; верхние горизонты целинных и луговых почв – 50–

60%.

Взависимости от содержания органического вещества слабогумусированные поверхностные слои бурых пустынно-степных почв и сероземов имеют пористость 55–45 %, неосушенные торфяные почвы – 90–95 %, осушенные – 80–90 %, уплотненный торфя-

ник – 75–80 %.

Более глубокие слои почвы, в том числе и подпахотные – 47–

50%, уплотненные подпахотные горизонты – 44–45 %. В иллювиальных горизонтах пористость снижается до 40 %, в оглеенных слоях иногда падает до 30 % и ниже.

Если говорить о порозности почвы, которая является прямой функцией от плотности почвы, то и для этой величины предложен ряд критериев и диапазонов оптимальности. Н. А. Качинский (1985) предложил выделять следующие диапазоны порозности почвы.

3.2. Порозность аэрации

На подход к оценке порового пространства как специфического объема для влаги и воздуха впервые обратили внимание российские исследователи: физик почв Н. А. Качинский и один из основоположников агрофизики А. Г. Дояренко.

26

Взаимосвязь порозности аэрации (синонимы: воздухоносная порозность, воздухосодержание) и общей порозности почвы осуществляется через объемную влажность почвы: εair = ε – θ. Имея данные по влажности почвы в весовых процентах (W), плотности сложения (ρb), плотности твердой фазы (ρs), можно подсчитать содержание воздуха (аэрацию) εair ( %) (см. прил. 4 и табл. 7):

а) Поры аэрации при естественной влажности:

ρb

εairW (%) = (1 – ––––) . 100 – W . ρb, или (1)

ρs

б) Поры аэрации при ППВ:

εair ППВ (%) = ε – ППВ . ρb, или εair = ε – θ ППВ

Таблица 7 Форма рабочего журнала при определении некоторых

показателей водно-физических свойств

Приведенные формулы (1)–(3) означают, что при одной и той же порозности почвы воздуха больше там, где ниже влажность. Потому нередко говорят, что вода и воздух в почве антагонисты: с увеличением влажности снижается воздухосодержание (при избытке влаги это плохо – приводит к анаэробным процессам, к вымоканию растений, смене почвенной биоты). Как правило, используют величину 10%-ного воздухосодержания как критическую, когда заметно снижается урожай. Напротив, заметное уменьшение влажно-

27

сти ведет к засухе. Если поры, занятые воздухом, составляют менее 20–25 % от общей пористости, то аэрация неудовлетворительная.

Полученные результаты следует изобразить графически (рис. 3) в виде соотношений между водой, воздухом и твердой фазой почвы. График строится следующим образом. Общий объем почвы представить в виде квадрата или прямоугольника. В определенном масштабе отложить на оси ординат глубину до 100 см и отметить горизонты; по оси абсцисс – проценты общего объема почвы – 100 %. Сначала по глубинам отложить пористость общую. Оставшийся объем площади составит объем твердой части почвы. Затем пористость общую подразделить на объем пор, занятых водой и воздухом (рис. 3).

Рис. 3. Соотношение между водой, воздухом и твердой фазой в южном черноземе (Морозова, 1982)

4. ВОДОПРОНИЦАЕМОСТЬ ПОЧВЫ И МЕТОДЫ ЕЕ ОПРЕДЕЛЕНИЯ

Под водопроницаемостью почв и грунтов понимают способность их впитывать и пропускать через себя воду, поступающую с поверхности. Процесс этот складывается из 1) поглощения воды почвой, 2) прохождения ее от слоя к слою в ненасыщенной почве и 3) фильтрации воды сквозь толщу почвы.

Впитывание воды почвой, еще не насыщенной до состояния влагоемкости, в первой и второй фазах происходит под влиянием сорбционных и менисковых сил, а также градиента напора. Под фильтрацией понимают прохождение воды сквозь водонасыщенные слои почвы, под влиянием градиента напора. Впитывание вы-

28

ражают коэффициентом впитывания, фильтрацию почв – коэффициентом фильтрации.

Вприродных условиях разделить процесс водопроницаемости на отдельные фазы почти невозможно. Когда поверхностные горизонты, получившие воду в первую очередь, уже насытились и начинают ее фильтровать, нижележащие горизонты начинают только впитывать воду. Фильтрацию в чистом виде в природе можно наблюдать в дне водоемов, рек, каналов, а также в случаях подачи воды на почву в больших количествах, когда промачивают все слои почвы до грунтовой воды.

Вагрономической практике чаще имеют дело с процессом впитывания, так как воду подают в небольшом количестве.

Раздельное изучение процессов впитывания и фильтрации в полевых условиях можно проводить лизиметрическим методом, в лаборатории – на монолитах и образцах нарушенного сложения. Концом впитывания и началом фильтрации считают момент появления первой капли фильтрата в нижней части фильтрующей колонны.

Различные свойства отдельных горизонтов сильно изменяют водопроницаемость почвы. Величина и характер ее в сильной степени зависят от порозности почвы и грунта – от величины и формы пор, что, в свою очередь, связано с гранулометрическим составом и структурой. В почвах и грунтах легкого гранулометрического состава, песчаных и супесчаных, а также бесструктурных – она зависит лишь от сложения механических элементов; в почвах структурных водопроницаемость обусловлена размером агрегатов, их положением друг относительно друга и, главным образом, их водопрочностью. Наличие в почве капиллярных и некапиллярных пор обусловливает неоднородное движение воды ламинарного и турбулентного характера. При ламинарном движении вода проходит через почву равномерно, промачивая ее на одинаковую глубину. Ламинарное передвижение воды характерно для почв и грунтов гомогенного сложения. Турбулентная водопроницаемость объясняется неоднородным сложением почв и грунтов, наличием некапиллярных промежутков: трещин, ходов землероев и т. п. При турбулентной водопроницаемости промачивание почвы происходит неоднородно, на разную глубину, поливная вода в таких случаях расходуется нерационально.

29

Передвижение воды в почвах и грунтах сверху вниз обусловлено разностью напоров. Вода увеличивает скорость движения с увеличением разности напоров и уменьшением длины фильтрационного пути. С последним связано сопротивление, испытываемое водой при движении. Зависимость скорости фильтрации от величины напора была выявлена Дарси в 1856 г., он же выразил ее математически формулой, получившей название «закона» Дарси. Дарси установил, что расход воды на фильтрацию в единицу времени прямо пропорционален разности напоров на определяемой длине колонны и площади поперечного сечения потока и обратно пропорционален длине пути фильтрации

Закон Дарси гласит: поток влаги (qw) в насыщенной почве пропорционален коэффициенту фильтрации (Кф) и градиенту гидравлического напора:

∆h

qw = Кф ––––– , (4) l

где Кф – коэффициент фильтрации, а отношение: ∆h/l называется гидравлическим градиентом, т. е. отношением гидравлического напора ∆h к длине колонки l.

Рассмотрим явление водопроницаемости и фильтрации на примере, изображенном на рис. 4.

Рис. 4. Схема движения влаги сквозь колонку почвы, насыщенную влагой

30