CC BY
29
ФИЗИКА ПОЧВ
УДК 631.4
ДИФФЕРЕНЦИАЛЬНАЯ ВЛАГОЕМКОСТЬ ПОЧВ РАЗНОГО ГЕНЕЗИСА
И.И. Судницын
Впервые определена величина дифференциальной влагоемкости основных зональных почв европейской территории России и Грузии. В гор. А этих почв в диапазоне гигроскопической влажности при равных значениях полного потенциала (или давления) почвенной влаги дифференциальная влагоемкость увеличивается в ряду: дерново-подзолистая — серая лесная — бурая полупустынная — чернозем — светло-каштановая — солончак — краснозем, что вызвано увеличением содержания в почвах или физической глины, или гумуса, или водорастворимых солей. Впервые выявлены тесные корреляционные связи и, следовательно, соответствующие зависимости между значениями логарифма модулей полного потенциала (или давления) влаги и влажности почв, значениями параметра этих зависимостей и удельной поверхности почв, а также между удельной поверхностью почв и содержанием в них физической глины.
Ключевые слова: полный потенциал почвенной влаги, гигроскопическая влажность, удельная поверхность почв, физическая глина, гумус, водорастворимые соли.
Введение
Термин «влагоемкость» используется в почвенной гидрологии в разных сочетаниях. Так, например, для обозначения влажности, которая устанавливается в почве через некоторое время после ее увлажнения, применяют термины «полевая», «предельная полевая» или «наименьшая» влагоемкость. Известны еще несколько видов «влагоемкости», каждая из которых является «интегральной», т.е. включающей в себя весь диапазон влажности почвы вплоть до нулевых ее значений [1, 6]. Но для обозначения отношения дифференциала влажности почв (йЩ) к дифференциалу потенциала (или давления) почвенной влаги (йРщ) применяют термин «дифференциальная влагоемкость» (йЩ/йРщ) [2,13,20]. Ее значение используется при вычислении скорости движения почвенной влаги под влиянием градиента влажности почв.
При изменении влажности почв (и соответствующем изменении потенциала почвенной влаги) величина дифференциальной влагоемкости изменяется в широком диапазоне, что затрудняет ее определение. Поэтому предпринимаются попытки использовать для этого различные математические (аналитические) операции [2, 7—10]. В данной статье приведены результаты использования для определения величины дифференциальной вла-гоемкости почв основных биоклиматических зон европейской территории России и Грузии компактного математического выражения.
Объекты и методы исследования
Объекты исследования — тяжелосуглинистые дерново-подзолистая и серая лесная почвы (Мос-
ковская обл.), легкоглинистый чернозем обыкновенный (Тамбовская обл.), среднесуглинистая светло-каштановая (Волгоградская обл.) и тяжелосуглинистая бурая полупустынная (Астраханская обл.) почвы, легкоглинистый солончак (Астраханская обл.) и среднеглинистый краснозем (Грузия, р-н Чаква) (табл. 1).
Содержание гумуса (по Тюрину) в почвах варьирует от 0,15% в гор. С светло-каштановой почвы до 9,1% — в гор. А чернозема. Варьирует и содержание физической глины (т.е. частиц размером <0,01 мм в диаметре; от 20% в гор. Е дерново-подзолистой почвы до 71% — в гор. А краснозема), а также удельная поверхность почв (от 17 м2/г почвы в гор. Е дерново-подзолистой почвы до 136 м2/гпоч-вы в гор. С краснозема).
В качестве компактного математического выражения для вычисления величины дифференциальной влагоемкости почв в диапазоне их гигроскопической влажности использовали зависимость полного потенциала (или давления) почвенной влаги от влажности почвы:
1п \РЩ = А -Я-Щ,(1)
где 1п \Рщ\ — натуральный логарифм абсолютной величины (модуля) давления (или потенциала) почвенной влаги при влажности почвы, равной Щ; А и В — эмпирические параметры. Из этого выражения следует, что между потенциалом (или давлением) почвенной влаги и влажностью почвы существует экспоненциальная зависимость.
Эта зависимость была теоретически обоснована академиком АН СССР Б.В. Дерягиным и академиком АН СССР, лауреатом Нобелевской премии
Таблица 1
Свойства почв [16, 18]
Почва Горизонт глубина, см Гумус, % Физическая глина, % Удельная поверхность, м2/г почвы
Дерново-подзолистая А! 10—15 3,62 41 25
Е 20—25 0,67 20 17
В 80—100 0,40 46 53
Серая лесная А110—15 2,26 38 25
В3120—130 0,43 47 48
ВС 190—200 0,31 47 50
Чернозем А1 20—30 9,10 70 76
В145—55 7,30 69 72
В2 65—75 4,20 64 72
Светло-каштановая А1 15—20 2,12 53 60
В1 35—40 1,40 44 54
С 120—130 0,15 36 58
Бурая полупустынная А1 0—10 1,38 42 44
В110—30 1,12 51 74
В2 30—66 0,86 47 51
Солончак А1 0—8 3,88 63 56
В1 28—40 0,98 56 60
В2 70—75 1,05 65 89
Краснозем А1 5—15 5,12 71 130
В 35—40 1,41 68 126
С 135—140 0,20 65 136
Л.Д. Ландау в 1945 г. [3] и экспериментально подтверждена в 1948 г. президентом Международного общества физики почв и геотехнической инженерии Карлом Терцаги (Karl Terzaghi) [24] при изучении компрессии глин, насыщенных водой. Аналогичная зависимость для почв в диапазоне гигроскопической влажности (в интервале Р от —5 до —200 атм) была обнаружена автором этой статьи в 1966 г. [14]. Впоследствии она была подтверждена многими исследователями [2, 17].
В 2009 г. было показано, что эта зависимость справедлива для многих почв в гораздо более широком диапазоне давления почвенной влаги: от —30 (что соответствует максимальной гигроскопической влажности почв) до —2600 атм (что соответствует относительной упругости пара 0,135, или относительной влажности воздуха 13,5%) [16].
В 2012 г. удалось, анализируя результаты исследований J.G. Falconer и S. Mattson [22], показать, что для почвенных суспензий эта зависимость справедлива и в диапазоне высоких значений давления почвенной влаги (от —0,9 до 0 атм) [15].
Во всех случаях значения натурального логарифма абсолютной величины (модуля) полного давления (или потенциала) почвенной влаги и влажности почвы находились в весьма тесной корреляционной связи (коэффициент корреляции между их значениями не выходил за пределы —1+—0,98 при уровне значимости не выше 0,05). Столь тесная корреляционная связь между почвенными параметрами встречается крайне редко и свидетельствует о существовании облигатного физико-химического закона, являющегося следствием фундаментальных физических законов, открытых Гельмгольцем, Кулоном, Максвеллом, Больцманом и Гуи [4, 5, 12, 15, 21, 23, 25]. Согласно этим законам, потенциал (или давление) почвенной влаги есть результат гидратации катионов, насыщающих обменный поглощающий комплекс почв.
Дифференцируя уравнение (1), получим:
/ = -Б-йЦТ, (2) откуда следует:
dw/d\PW\= -1/(в-\Pw\y (3)
Если в правой части этого уравнения \Р^\ заменить на Р^, то оно будет иметь вид:
dW/d\PW\ = 1/(ß-PW).
(4)
Следовательно, для определения дифференциальной влагоемкости почв европейской территории России при некотором давлении почвенной влаги (и соответствующей ему влажности) необходимо знать величину параметра В этой почвы, а для этого необходимо иметь информацию о зависимостях потенциала (или давления) почвенной влаги от влажности почв. Чтобы получить эту информацию, увлажненные образцы почв выдерживали в герметически закрытых термостатированных емкостях над насыщенными растворами различных солей (при относительной упругости водяного пара 0,98; 0,79; 0,55; 0,32 и 0,15, соответствующей полному потенциалу почвенной влаги—3,8; —31,8; —80,0; —155,0 и —260,0 Дж/г воды) до достижения равновесия, после чего измеряли их влажность [2, 12, 18, 19].
Полученные результаты были подвергнуты математической обработке при помощи пакета вычислительных программ STATISTICA (версия 6.1).
Результаты и их обсуждение
Величина влажности почв при одном и том же значении полного потенциала почвенной влаги очень сильно зависит от генетического типа почв (табл. 2). Так, при максимальной гигроскопической влажности почв, соответствующей потенциалу влаги —3,8 Дж/г воды (в дальнейшем — Дж/г), их влажность варьирует от 3,2% для гор. Е дерново-подзолистой почвы до 21,2% — для гор. В краснозема. При потенциале —260 Дж/г влажность этих горизонтов была равна 1,1 и 3,8% соответственно.
Между значениями логарифма модулей потенциалов влаги и влажности существует весьма тесная корреляция (коэффициент корреляции не выходит за пределы —0,90+—0,98 при уровне значимости меньше 0,05), что свидетельствует о существовании соответствующей регрессионной зависимости (1) [4]:1п \Рц\=А-Б-Ж.
Параметр В уравнения (1) варьирует очень сильно (табл. 3). Если выразить Р в размерности Дж/кг воды, а Щ — в размерности кг воды/кг почвы, то для гор. А он закономерно уменьшается
от 140 кг почвы/кг воды (в дальнейшем для краткости изложения размерность кг почвы/кг воды будет трактоваться как безразмерная величина) в дерново-подзолистой, до 126 — в серой лесной, до 58—68 — в степных и полупустынных почвах, до 43 — в солончаке и до 26 — в красноземе. Максимума (200) он достигает в гор. Е дерново-подзолистой почвы, а минимума (24) — в гор. В краснозема.
Между величинами В и удельной поверхности почв (£, м2/г почвы) выявлена весьма тесная корреляционная связь (коэффициент корреляции равен —0,93 приуровне значимости <0,05), что свидетельствует о существовании соответствующей зависимости [4]:
В = 3450/£ и £ = 3450/В. (5)
В свою очередь, величину удельной поверхности сиаллитных почв можно определить по величине содержания в них физической глины (Ф, %), поскольку между ними также выявлена весьма тесная корреляционная связь (коэффициент корре-
Таблица 2
Влажность почв (%) при разных значениях модуля полного потенциала почвенной влаги (|Р|, Дж/г воды) [16, 18]
Почва Горизонт, глубина, см Влажность почв при |Р |
3,8 31,8 80 155 260
Дерново-подзолистая А! 10—15 5,0 3,9 2,6 2,1 1,5
Е 20—25 3,2 2,2 1,6 1,5 1,1
В 80—100 8,1 5,7 3,8 3,1 2,3
Серая лесная А110—15 4,5 3,2 2,1 1,7 1,3
В3120—130 8,5 6,2 4,6 3,5 2,3
ВС 190—200 6,8 5,0 3,2 2,4 1,8
Чернозем А120—30 9,6 7,7 5,4 4,3 2,7
В145—55 9,2 6,9 4,6 3,7 2,5
В2 65—75 7,9 5,5 4,3 3,5 2,0
Светло-каштановая А115—20 10,1 6,8 5,0 3,7 2,7
В1 35—40 9,3 6,2 3,9 3,0 2,1
С 120—130 8,5 5,6 3,5 2,7 2,0
Бурая полупустынная А1 0—10 7,7 5,0 3,1 2,4 1,5
В110—30 10,1 6,4 4,2 3,6 2,3
В230—66 9,6 5,7 3,8 3,1 1,9
Солончак А1 0—8 11,9 7,5 5,2 4,0 2,2
В1 28—40 12,0 6,0 3,3 3,2 2,2
В2 70—75 15,0 8,1 4,5 3,3 2,4
Краснозем А1 5—15 20,0 11,2 7,8 5,8 3,6
В 35—40 21,2 10,6 7,4 5,7 3,8
С 135—140 18,5 10,0 6,1 4,6 2,6
Таблица 3
Дифференциальная влагоемкость (¿^/¿¡РЦ' 106 г воды/Дж) при разных значениях потенциала почвенной влаги (|Р|, Дж/г воды) и параметр уравнения, описывающего зависимость между логарифмом модуля полного потенциала влаги и влажностью почв (В, кг почвы/кг воды)
Почва Горизонт, глубина, см В, кг почвы/кг воды Дифференциальная влагоемкость (п -106) при И
3,8 31,8 80 155 260
Дерново-подзолистая А! 10—15 140 1880 220 89 46 27
Е 20—25 200 1316 160 62 32 19
В 80—100 71 3706 440 176 91 54
Серая лесная А110—15 126 2088 248 99 51 30
В3120—130 62 4244 503 201 104 62
ВС 190—200 84 3133 372 149 77 46
Чернозем А120—30 61 4315 512 205 106 63
В! 45—55 63 4200 497 199 103 61
В2 65—75 71 3712 441 176 91 54
Светло-каштановая А115—20 57 4617 547 219 113 67
В135—40 58 4524 537 215 111 66
С 120—130 65 4060 481 192 99 59
Бурая полупустынная А10—10 68 3874 459 184 95 57
В110—30 54 4872 578 231 119 71
В230—66 55 4802 569 227 117 70
Солончак А10—8 43 6148 728 291 150 89
В128—40 43 6148 728 291 150 89
В2 70—75 33 7911 937 375 193 115
Краснозем А15—15 26 10 138 1200 481 248 148
В 35—40 24 10 997 1303 521 269 160
С 135—140 26 10 138 1200 481 248 148
ляции равен 0,83 при уровне значимости <0,05), что свидетельствует о существовании прямолинейной регрессионной зависимости [4]:
£ = 1,2Ф - 5,5, или Ф = 0,83£ + 4,58. (6)
Подставляя это значение £ в уравнение (5), получим:
В = 2875/(Ф - 4,6). (7)
Подставляя же значение В из уравнений (5) и (7) в (4), получим уравнения:
dW/d\PW\ = £/3450Рж, (8)
dW/d\PW\ = (Ф - 4,6)/2875Р^ (9)
которые дают возможность приблизительно оценить величину дифференциальной влагоемкости почв по данным о содержании в них физической
глины или их удельной поверхности, не прибегая к трудоемкому определению основной гидрофизической зависимости.
Значения дифференциальной влагоемкости почв при разных значениях полного потенциала почвенной влаги варьируют в очень широком диапазоне: от 19 ■ 10-6 г воды/Дж (в дальнейшем — г/Дж) при потенциале влаги -260 Дж/г для гор. Е дерново-подзолистой почвы до 10 997 ■ 10-6 г/Дж при потенциале влаги -3,8 Дж/г для гор. В краснозема (табл. 3).
Для гор. А различных почв дифференциальная влагоемкость при потенциале влаги -3,8 Дж/г закономерно увеличивается в ряду: дерново-подзолистая — серая лесная — бурая полупустынная — чернозем — светло-каштановая — солончак — краснозем. Эта последовательность, вероятно, обусловлена свойствами катионов, преобладающих в обменном поглощающем комплексе этих почв. Так, гор. А дерново-подзолистой и серой лесной почв
свойственны самые низкие значения дифференциальной влагоемкости (1880 ■ 10-6 и 2088 ■ 10-6 г/Дж соответственно), поскольку в их обменном поглощающем комплексе преобладают протоны, энергия гидратации которых невелика (1060 кДж/г-ион). Горизонты А чернозема, светло-каштановой и бурой полупустынной почв, обменный поглощающий комплекс которых насыщен катионами кальция и магния (их энергия гидратации равна 1580 и 1910 кДж/г-ион соответственно), характеризуются более высокими значениями (4315 ■ 10-6,4617 ■ 10-6 и 3874 ■ 10-6 г/Дж соответственно). Самыми высокими значениями отличается гор. А краснозема (10 138 ■ 10-6 г/Дж), обменный поглощающий комплекс которого насыщен катионами трехвалентного железа (энергия гидратации которых равна 4355 кДж/г-ион). Дифференциальная влагоем-кость солончака также достигает больших значений (6148 ■ 10-6 г/Дж), так как он содержит большое количество гигроскопических солей [5, 6, 11].
Что касается варьирования дифференциальной влагоемкости по профилю этих почв, то при потенциале влаги —3,8 Дж/г в дерново-подзолистой почве она минимальна в гор. Е (1316 ■ 10-6 г/Дж), а максимальна — в гор. В (3706 ■ 10-6 г/Дж). Это, несомненно, вызвано облегчением гранулометрического состава гор. Е и утяжелением его (в результате процессов иллювиирования и оглинива-ния) в гор. В.
В серой лесной почве при этом потенциале дифференциальная влагоемкость минимальна в гор. А (2088 ■ 10-6 г/Дж) и максимальна — в иллювиальном гор. В3 (4244 ■ 10-6 г/Дж), что тоже вызвано утяжелением гранулометрического состава этого горизонта вследствие иллювиирования и оглинивания.
В черноземе и светло-каштановой почве, напротив, в гор. А она максимальна (4315 -10-6 и 4617 ■ 10-6 г/Дж соответственно), а минимальна — в гор. В2 (3712 ■ 10-6 и 4060 ■ 10-6 г/Дж соответственно), что вызвано более высоким содержанием гумуса в гор. А этих почв.
В бурой полупустынной почве дифференциальная влагоемкость минимальна в малогумусном гор. А (3874 ■ 10-6 г/Дж), а максимальна — в гор. В1
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Воронин А.Д. Структурно-функциональная гидрофизика почв. М., 1984.
2. Глобус А.М. Экспериментальная гидрофизика почв. Л., 1969.
3. Дерягин Б.В., Ландау Л.Д. Теория устойчивости сильно заряженных лиофобных золей и слипания сильно заряженных частиц в растворах электролитов // Журн. эксперим. и теорет. физики. 1945. Т. 15, вып. 11.
4. Дмитриев Е.А. Математическая статистика в почвоведении. М., 1995.
5. Киреев В.А. Курс физической химии. М., 1955.
(4872 • 10-6 г/Дж), где содержится не только ил (элювиированный из верхнего горизонта), но и вод-норастворимые гигроскопические соли.
В солончаке дифференциальная влагоемкость увеличивается с глубиной (от 6184 • 10-6 г/Джв гор. А до 7911 • 10-6 г/Дж — в гор. В2). Это вызвано увеличением в гор. В2 концентрации легкорастворимых гигроскопических солей.
В красноземе рассматриваемая величина очень велика (>10 000 • 10-6 г/Дж, что объясняется и высоким содержанием физической глины, и большой энергией гидратации трехвалентных катионов железа), но мало изменяется по профилю: в гор. А и С она равна 10 138 • 10-6г/Джи лишь в иллювиальном гор. В слегка увеличивается (до 10 997 • 10-6 г/Дж). Это, вероятно, вызвано почти одинаковым содержанием в этих горизонтах физической глины (65—71%), что объясняется малой подвижностью коллоидов в условиях насыщенности обменного поглощающего комплекса почвы трехвалентными катионами железа, коагулирующими коллоиды.
Выводы
• Впервые определена величина дифференциальной влагоемкости основных зональных почв европейской территории России и Грузии. В гор. А этих почв в диапазоне гигроскопической влажности при равных значениях полного потенциала (или давления) почвенной влаги дифференциальная вла-гоемкость увеличивается в ряду: дерново-подзолистая — серая лесная — бурая полупустынная — чернозем — светло-каштановая — солончак — краснозем, что вызвано увеличением содержания в них или физической глины, или гумуса, или водорастворимых солей.
• Впервые выявлены тесные корреляционные связи и, следовательно, соответствующие зависимости между значениями логарифма модулей полного потенциала (или давления) влаги и влажности почв, значениями параметра этих зависимостей и удельной поверхности почв, а также между удельной поверхностью почв и содержанием в них физической глины.
6. Роде А.А. Основы учения о почвенной влаге. Т. 1. Л., 1965.
7. Смагин А.В. Теория и методы оценки физического состояния почв // Почвоведение. 2003. № 3.
8. Смагин А.В. Теория и практика конструирования почв. М., 2012.
9. Смагин А.В., Манучаров А.С., Садовникова Н.Б. и др. Влияние поглощенных катионов на состояние влаги в глинистых минералах // Почвоведение. 2004. № 5.
10. Смагин А.В., Шоба С.А., Макаров О.А. Экологическая оценка почвенных ресурсов и технологии их воспроизводства. М., 2008.
11. Судницын И.И. Влияние обменных катионов на снижение энергии (давления) почвенной влаги // Почвоведение. 2006. № 5.
12. Судницын И.И. Движение почвенной влаги и водопотребление растений. М., 1979.
13. Судницын И.И. Закономерности передвижения почвенной влаги. М., 1964.
14. Судницын И.И. Новые методы оценки водно-физических свойств почв и влагообеспеченности леса. М., 1966.
15. Судницын И.И., СмагинА.В., Шваров А.П. Учение Максвелла—Больцмана—Гельмгольца—Гуи о двойном электрическом слое и его использование в почвоведении // Почвоведение. 2012. № 4.
16. Судницын И.И., Шваров А.П., Коренева Е.А. Зависимость влажности почв от полного давления почвенной влаги // Грунтознавство (Почвоведение). 2009. Т.10, № 1—2(14).
17. Судницын И.И., Шваров А.П., Коренева Е.А. Интегральная энергия гидратации почв // Естеств. и технич. науки. 2011. № 1.
18. Шваров А.П., Коренева Е.А. Явление гистерезиса зависимости капиллярно-сорбционного потенциала воды от влажности почвы // Почвоведение. 2008. № 10.
19. Шеин Е.В. Курс физики почв. М., 2005.
20. Шеин Е.В., Карпачевский Л.О. Толковый словарь по физике почв. М., 2003.
21. Childs E.G. An Introduction to the Physical Basis of Soil Water Phenomena. L.; N.Y.; Sydney; Toronto, 1969.
22. Falconer J.G., Mattson S. The Laws of Soil Colloidal Behavior: XIII. Osmotic Imbibition // Soil Sci. 1933. Vol.36, N 4. Р. 317—327.
23. Gouy M. Sur la constitution de la charge electrique a la surface d'un electrolyte // J. physique. 1910. Ser. 4. T. 9. Р. 457—468.
24. Terzaghi K., Peck R. Soil Mechanics in Engineering Practice. N.Y.; L., 1948.
25. Verwey E.J.W., Overbeek J.Th.G. Theory of the Stability of Lyophobic Colloids. Amsterdam, 1948.
Поступила в редакцию 21.12.2014
THE DIFFERENTIAL SOIL WATER CAPACITY OF SOILS VARIOUS GENESIS
I.I. Sudnitsyn
The differential soil water capacity of horizons A of soils various genesis increases in the range: soddy podzolic — gray forest — brown desert-steppe — chernozemic — light-chestnut — saline — red soil, due to various content of the physical clay, humus and the soil specific surface. The relationships between the differential soil water capacity, the soil specific surface, the physical clay content and the parameter of the equation relating logarithm of the soil moisture potential with the soil moisture content were discovered.
Key words: total soil moisture potential, hygroscopic soil moisture content, soil specific surface, physical clay, humus, water-soluble salts.
Сведения об авторе
Судницын Иван Иванович, докт. биол. наук, вед. науч. сотр. каф. физики и мелиорации почв ф-та почвоведения МГУ имени М.В.Ломоносова. E-mail: [email protected].
